Maximale en minimale temperatuur in Mumbai. Meteorologie en klimatologie. Algemene circulatie van de atmosfeer

De stad breidt zich uit richting Salsett Island, en het officiële stadsgebied (sinds 1950) strekt zich uit van zuid naar noord, van het fort tot de stad Thana. In het noordelijke deel van Bombay bevindt zich het nucleaire onderzoekscentrum van Trombay, een technologisch instituut (1961-1966, gebouwd met de hulp van de USSR), een olieraffinaderij, een chemische fabriek, een machinebouwfabriek en een thermische krachtcentrale .

De stad kondigde de bouw aan van het op een na hoogste gebouw ter wereld, de India Tower. Dit gebouw moet in 2016 klaar zijn.

media

Mumbai publiceert kranten in het Engels (Times of India, Midday, Aftonun, Asia Age, Economic Times, Indian Express), Bengali, Tamil, Marathi, Hindi. De stad heeft televisiezenders (meer dan 100 in verschillende talen), radiostations (8 zenders uitgezonden in de FM-band en 3 in AM).

Klimaat omstandigheden

De stad ligt in de subequatoriale zone. Er zijn twee seizoenen: nat en droog. Het regenseizoen duurt van juni tot november, met name intense moessonregens komen van juni tot september, waardoor de stad een hoge luchtvochtigheid heeft. De gemiddelde temperatuur ligt rond de 30 °C, de temperatuur schommelt van 11 °C tot 38 °C, recordhoogteveranderingen waren in 1962: 7,4 °C en 43 °C. De hoeveelheid jaarlijkse neerslag is 2200 mm. Vooral in 1954 viel er veel neerslag - 3451,6 mm. Het droge seizoen van december tot mei wordt gekenmerkt door een matige luchtvochtigheid. Door de overheersing van de koude noordenwind, januari en februari zijn de koudste maanden, het absolute minimum in de stad was +10 graden.

Klimaat van Mumbai
Indicator	Jan	februari	maart	april	Kunnen	juni	juli	augustus	sen	okt	Maar ik	december	Jaar
Absoluut maximum, °C	40,0	39,1	41,3	41,0	41,0	39,0	34,0	34,0	36,0	38,9	38,3	37,8	41,3
Neerslagsnelheid, mm	1	0,3	0,2	1	11	537	719	483	324	73	14	2	2165
Gemiddeld minimum, °C	18,4	19,4	22,1	24,7	27,1	27,0	26,1	25,6	25,2	24,3	22,0	19,6	23,5
Gemiddelde temperatuur, °C	23,8	24,7	27,1	28,8	30,2	29,3	27,9	27,5	27,6	28,4	27,1	25,0	27,3
Watertemperatuur, °C	26	25	26	27	29	29	29	28	28	29	28	26	28
Absoluut minimum, °C	8,9	8,5	12,7	19,0	22,5	20,0	21,2	22,0	20,0	17,2	14,4	11,3	8,5
Gemiddeld maximum, °C	31,1	31,4	32,8	33,2	33,6	32,3	30,3	30,0	30,8	33,4	33,6	32,3	32,1

De inhoud van het artikel

METEOROLOGIE EN KLIMATOLOGIE. Meteorologie is de wetenschap van de atmosfeer van de aarde. Klimatologie is een tak van meteorologie die de dynamiek bestudeert van veranderingen in de gemiddelde kenmerken van de atmosfeer over een periode - een seizoen, meerdere jaren, meerdere decennia of over een langere periode. Andere takken van meteorologie zijn dynamische meteorologie (de studie van de fysieke mechanismen van atmosferische processen), fysieke meteorologie (de ontwikkeling van radar- en ruimtemethoden voor het bestuderen van atmosferische verschijnselen), en synoptische meteorologie(de wetenschap van de wetten van weersverandering). Deze secties overlappen en vullen elkaar aan. KLIMAAT.

Een aanzienlijk deel van de meteorologen houdt zich bezig met weersvoorspellingen. Ze werken in overheids- en militaire organisaties en particuliere bedrijven die prognoses maken voor de luchtvaart, landbouw, bouw en marine, en deze ook uitzenden op radio en televisie. Andere professionals monitoren de vervuilingsniveaus, geven advies, geven les of doen onderzoek. Bij meteorologische waarnemingen, weersvoorspellingen en wetenschappelijk onderzoek wordt elektronische apparatuur steeds belangrijker.

WEERSTUDIE PRINCIPES

Temperatuur, Sfeer druk, luchtdichtheid en vochtigheid, windsnelheid en -richting zijn de belangrijkste indicatoren van de toestand van de atmosfeer, en aanvullende parameters omvatten gegevens over het gehalte aan gassen zoals ozon, koolstofdioxide, enz.

Een kenmerk van de interne energie van een fysiek lichaam is de temperatuur, die stijgt met een toename van de interne energie van de omgeving (bijvoorbeeld lucht, wolken, enz.), als de energiebalans positief is. De belangrijkste componenten van de energiebalans zijn verwarming door het absorberen van ultraviolette, zichtbare en infrarode straling; koeling door de emissie van infraroodstraling; warmte-uitwisseling met het aardoppervlak; de winst of het verlies van energie wanneer water condenseert of verdampt, of wanneer lucht comprimeert of uitzet. Temperatuur kan worden gemeten in graden Fahrenheit (F), Celsius (C) of Kelvin (K). De laagst mogelijke temperatuur, 0° Kelvin, wordt " absolute nulpunt". Verschillende temperatuurschalen zijn met elkaar verbonden door de relaties:

F = 9/5 C + 32; C \u003d 5/9 (F - 32) en K \u003d C + 273.16,

waarbij F, C en K respectievelijk de temperatuur in graden Fahrenheit, Celsius en Kelvin aanduiden. De Fahrenheit- en Celsius-schalen vallen samen op het punt -40 °, d.w.z. -40 ° F = -40 ° C, wat kan worden geverifieerd met behulp van de bovenstaande formules. In alle andere gevallen zullen de temperatuurwaarden in graden Fahrenheit en Celsius verschillen. In wetenschappelijk onderzoek worden vaak de Celsius- en Kelvin-schalen gebruikt.

Atmosferische druk op elk punt wordt bepaald door de massa van de bovenliggende luchtkolom. Het verandert als de hoogte van de luchtkolom boven een bepaald punt verandert. De luchtdruk op zeeniveau is ca. 10,3 t/m2. Dit betekent dat het gewicht van een luchtkolom met een horizontale basis van 1 vierkante meter op zeeniveau 10,3 ton is.

Luchtdichtheid is de verhouding van de luchtmassa tot het volume dat het inneemt. De dichtheid van lucht neemt toe wanneer deze wordt samengedrukt en neemt af wanneer deze uitzet.

Temperatuur, druk en luchtdichtheid zijn met elkaar verbonden door de toestandsvergelijking. Lucht is grotendeels als een "ideaal gas" waarvoor, volgens de toestandsvergelijking, temperatuur (uitgedrukt in de Kelvin-schaal) maal dichtheid gedeeld door druk een constante is.

Volgens de tweede wet van Newton (de bewegingswet) zijn veranderingen in de snelheid en richting van de wind te wijten aan de krachten die in de atmosfeer werken. Dit zijn de zwaartekracht die de luchtlaag nabij het aardoppervlak vasthoudt, de drukgradiënt (de kracht gericht van een gebied met hoge druk naar een gebied met lage druk) en de Coriolis-kracht. De Coriolis-kracht beïnvloedt orkanen en andere grootschalige weersomstandigheden. Hoe kleiner hun schaal, hoe minder essentieel deze kracht voor hen is. De draairichting van een tornado (tornado) is er bijvoorbeeld niet van afhankelijk.

WATERDAMP EN WOLKEN

Waterdamp is water in gasvormige toestand. Als de lucht niet meer waterdamp kan bevatten, raakt deze in een staat van verzadiging en stopt het water van het open oppervlak met verdampen. Het gehalte aan waterdamp in verzadigde lucht is sterk afhankelijk van de temperatuur en kan bij een toename van 10 ° C niet meer dan twee keer toenemen.

Relatieve vochtigheid is de verhouding van de waterdamp die zich daadwerkelijk in de lucht bevindt tot de hoeveelheid waterdamp die overeenkomt met de verzadigingstoestand. De relatieve vochtigheid van de lucht nabij het aardoppervlak is 's morgens vaak hoog als het koel is. Naarmate de temperatuur stijgt, neemt de relatieve vochtigheid meestal af, zelfs als de hoeveelheid waterdamp in de lucht weinig verandert. Stel dat 's morgens bij 10°C de relatieve vochtigheid bijna 100% was. Als de temperatuur overdag daalt, zal het water gaan condenseren en zal dauw vallen. Als de temperatuur stijgt, bijvoorbeeld tot 20°C, zal de dauw verdampen, maar zal de relatieve vochtigheid slechts ca. vijftig%.

Wolken ontstaan ​​wanneer waterdamp condenseert in de atmosfeer, hetzij als waterdruppels of ijskristallen. Wolkenvorming treedt op wanneer waterdamp, terwijl het opstijgt en afkoelt, het verzadigingspunt passeert. Naarmate de lucht stijgt, komt deze steeds meer de lagen binnen lage druk. Onverzadigde lucht koelt met elke kilometer stijging met ongeveer 10°C. Als lucht met een relatieve luchtvochtigheid van ca. 50% zal meer dan 1 km stijgen, wolkenvorming begint. Condensatie vindt eerst plaats aan de basis van de wolk, die omhoog groeit totdat de lucht niet meer stijgt en daarom niet meer afkoelt. In de zomer is dit proces gemakkelijk te zien aan het voorbeeld van weelderige cumuluswolken met een vlakke basis en een top die samen met de beweging van lucht op en neer gaat. Wolken vormen zich ook in frontale zones, wanneer warme lucht omhoog glijdt, overgaat in koude lucht en daarbij afkoelt tot een verzadigingstoestand. Bewolking komt ook voor in lagedrukgebieden met opstijgende luchtstromen.

Mist is een wolk die zich in de buurt van het aardoppervlak bevindt. Het daalt vaak naar de grond op stille, heldere nachten wanneer de lucht vochtig is en het aardoppervlak afkoelt en warmte uitstraalt naar de ruimte. Mist kan zich ook vormen wanneer warme, vochtige lucht over koud land of water gaat. Als koude lucht zich boven het oppervlak van warm water bevindt, verschijnt er een verdampingsnevel recht voor uw ogen. Het vormt zich vaak in de ochtend late herfst over de meren, en dan lijkt het of het water kookt.

Condensatie is een complex proces waarbij microscopisch kleine deeltjes van onzuiverheden in de lucht (roet, stof, zeezout) dienen als condensatiekernen waarrond zich waterdruppels vormen. Dezelfde kernen zijn nodig voor het bevriezen van water in de atmosfeer, omdat in zeer schone lucht, bij afwezigheid ervan, waterdruppels niet bevriezen tot temperaturen van ongeveer. –40 ° C. De kern van ijsvorming is een klein deeltje, qua structuur vergelijkbaar met een ijskristal, waaromheen een stuk ijs wordt gevormd. Het is heel natuurlijk dat ijsdeeltjes in de lucht de beste kernen zijn voor ijsvorming. De kleinste kleideeltjes fungeren ook als dergelijke kernen, ze verwerven speciale betekenis bij temperaturen onder -10 ° -15 ° C. Zo ontstaat een vreemde situatie: waterdruppels in de atmosfeer bevriezen bijna nooit wanneer de temperatuur 0 ° C passeert. Voor het invriezen zijn aanzienlijk lagere temperaturen vereist, vooral als er weinig kernen in de luchtijsformatie. Een manier om neerslag te stimuleren is door deeltjes zilverjodide, kunstmatige condensatiekernen, in de wolken te sproeien. Ze helpen kleine waterdruppeltjes te bevriezen tot ijskristallen die zwaar genoeg zijn om in de vorm van sneeuw te vallen.

De vorming van regen of sneeuw is een vrij complex proces. Als de ijskristallen in de wolk te zwaar zijn om in de opwaartse luchtstroom te blijven hangen, vallen ze eruit als sneeuw. Als de lagere atmosfeer warm genoeg is, smelten de sneeuwvlokken en vallen ze als regendruppels op de grond. Zelfs in de zomer op gematigde streken regent het meestal in de vorm van ijsschotsen. En zelfs in de tropen begint regenval uit cumulonimbuswolken als ijsdeeltjes. Overtuigend bewijs dat ijs in de wolken zelfs in de zomer bestaat, is hagel.

Regen komt meestal van "warme" wolken, dwz. van wolken met temperaturen boven het vriespunt. Hier worden kleine druppeltjes die ladingen van het tegenovergestelde teken dragen aangetrokken en versmelten tot grotere druppels. Ze kunnen zo groot worden dat ze te zwaar worden, niet langer in de wolk worden vastgehouden door de stijgende luchtstromen en regen.

De basis van moderne internationale classificatie clouds werd in 1803 opgericht door de Engelse amateur-meteoroloog Luke Howard. Daarin om te beschrijven verschijning wolken, Latijnse termen worden gebruikt: alto - hoog, cirrus - cirrus, cumulus - cumulus, nimbus - regen en stratus - gelaagd. Verschillende combinaties van deze termen worden gebruikt om de tien belangrijkste wolkenvormen te noemen: cirrus - cirrus; cirrocumulus - cirrocumulus; cirrostratus - cirrostratus; altocumulus - Altocumulus; altostratus - hooggelaagd; nimbostratus - nimbostratus; stratocumulus - stratocumulus; stratus - gelaagd; cumulus - cumulus en cumulonimbus - cumulonimbus. Altocumulus en altostratuswolken zijn hoger dan cumulus en stratus.

De wolken van de onderste laag (stratus, stratocumulus en stratocumulus) bestaan ​​bijna uitsluitend uit water, hun bases bevinden zich tot ongeveer een hoogte van 2000 m. Wolken die langs het aardoppervlak kruipen, worden mist genoemd.

De basis van de middelhoge wolken (altocumulus en altostratus) bevinden zich op een hoogte van 2000 tot 7000 m. Deze wolken hebben temperaturen van 0°C tot -25°C en zijn vaak een mengsel van waterdruppels en ijskristallen.

Wolken van de bovenste laag (cirrus, cirrocumulus en cirrostratus) hebben meestal vage contouren, omdat ze uit ijskristallen bestaan. Hun bases bevinden zich op een hoogte van meer dan 7000 m en de temperatuur is lager dan -25 ° C.

Cumulus- en cumulonimbuswolken worden geclassificeerd als wolken van verticale ontwikkeling en kunnen de grenzen van één laag overschrijden. Dit geldt met name voor cumulonimbuswolken, waarvan de basis zich slechts een paar honderd meter van het aardoppervlak bevindt en de toppen een hoogte van 15-18 km kunnen bereiken. Aan de onderkant zijn ze gemaakt van waterdruppels en aan de bovenkant zijn ze gemaakt van ijskristallen.

KLIMAAT EN KLIMAATVORMENDE FACTOREN

De oude Griekse astronoom Hipparchus (2e eeuw voor Christus) verdeelde het aardoppervlak conventioneel door parallellen in breedtegraden die verschillen in de hoogte van de middagpositie van de zon op de langste dag van het jaar. Deze zones werden klimaten genoemd (van het Griekse klima - helling, wat oorspronkelijk "helling van de zonnestralen" betekent). Zo werden vijf klimaatzones geïdentificeerd: een warme, twee gematigde en twee koude, die de basis vormden van de geografische zonaliteit van de wereld.

Al meer dan 2000 jaar wordt de term 'klimaat' in deze betekenis gebruikt. Maar na 1450, toen de Portugese zeevaarders de evenaar overstaken en terugkeerden naar hun thuisland, verschenen er nieuwe feiten die een herziening van de klassieke opvattingen vereisten. Tot de informatie over de wereld die tijdens de reizen van de ontdekkers werd verkregen, behoorden: klimatologische kenmerken geselecteerde zones, die het mogelijk maakten om de term "klimaat" uit te breiden. Klimaatzones waren niet langer alleen maar gebieden van het aardoppervlak die wiskundig werden berekend op basis van astronomische gegevens (d.w.z. heet en droog waar de zon hoog opkomt, en koud en vochtig waar het laag is en daarom weinig verwarmt). Er is geconstateerd dat klimaatzones komen niet alleen overeen met breedtegraden, zoals eerder werd gedacht, maar hebben zeer onregelmatige contouren.

Zonnestraling, de algemene circulatie van de atmosfeer, de geografische spreiding van de continenten en oceanen, en de grootste landvormen zijn de belangrijkste factoren die het klimaat van het land beïnvloeden. Zonnestraling is de belangrijkste factor bij klimaatvorming en zal daarom nader worden bekeken.

STRALING

In de meteorologie betekent de term "straling" elektromagnetische straling, waaronder zichtbaar licht, ultraviolette en infrarode straling, maar geen radioactieve straling. Elk object zendt, afhankelijk van de temperatuur, verschillende stralen uit: minder verwarmde lichamen zijn voornamelijk infrarood, hete lichamen zijn rood, warmere zijn wit (d.w.z. deze kleuren zullen overheersen wanneer ze door ons zicht worden waargenomen). Zelfs hetere objecten zenden blauwe stralen uit. Hoe heter een voorwerp is, hoe meer lichtenergie het afgeeft.

In 1900 ontwikkelde de Duitse natuurkundige Max Planck een theorie die het mechanisme van straling van verwarmde lichamen verklaart. Deze theorie, waarvoor hij in 1918 werd onderscheiden, Nobelprijs, werd een van de hoekstenen van de natuurkunde en markeerde het begin van de kwantummechanica. Maar niet alle lichtstraling wordt uitgezonden door verwarmde lichamen. Er zijn andere processen die luminescentie veroorzaken, zoals fluorescentie.

Hoewel de temperatuur in de zon miljoenen graden is, is de kleur zonlicht bepaald door de temperatuur van het oppervlak (ca. 6000 ° C). Een elektrische gloeilamp zendt lichtstralen uit, waarvan het spectrum aanzienlijk verschilt van het spectrum van zonlicht, aangezien de temperatuur van de gloeidraad in de gloeilamp 2500 ° C tot 3300 ° C is.

Het overheersende type elektromagnetische straling van wolken, bomen of mensen is infraroodstraling, die onzichtbaar is voor het menselijk oog. Het is de belangrijkste manier van verticale energie-uitwisseling tussen het aardoppervlak, de wolken en de atmosfeer.

Meteorologische satellieten zijn uitgerust met speciale instrumenten die foto's maken in infrarode stralen die worden uitgezonden in ruimte wolken en het aardoppervlak. Kouder dan het aardoppervlak stralen wolken minder uit en lijken daardoor in het infrarood donkerder dan de aarde. Het grote voordeel van infraroodfotografie is dat het de klok rond kan (wolken en de aarde zenden immers continu infraroodstralen uit).

hoek van instraling.

De hoeveelheid instraling (inkomend zonnestraling) varieert in tijd en van plaats tot plaats in overeenstemming met de verandering in de hoek waaronder de zonnestralen op het aardoppervlak vallen: hoe hoger de zon boven het hoofd staat, hoe groter ze is. Veranderingen in deze hoek worden voornamelijk bepaald door de circulatie van de aarde rond de zon en haar rotatie om haar as.

De revolutie van de aarde om de zon

het zou niet veel uitmaken als de aardas loodrecht stond op het vlak van de baan van de aarde. In dit geval zou de zon op elk punt op de aardbol op hetzelfde tijdstip van de dag tot dezelfde hoogte boven de horizon stijgen en zouden er slechts kleine seizoensfluctuaties in de zonnestraling optreden als gevolg van een verandering in de afstand van de aarde tot de zon . Maar in feite wijkt de aardas 23° 30º af van de loodlijn op het vlak van de baan, en daardoor verandert de invalshoek van de zonnestralen afhankelijk van de positie van de aarde in de baan.

Voor praktische doeleinden is het handig om te bedenken dat de zon tijdens de jaarlijkse cyclus naar het noorden verschuift in de periode van 21 december tot 21 juni en naar het zuiden van 21 juni tot 21 december. Op 21 december 's middags, langs de hele zuidelijke tropen (23° 30' Z), 'staat' de zon recht boven ons. Op dit moment op het zuidelijk halfrond vallen de zonnestralen onder de grootste hoek. Dit moment op het noordelijk halfrond wordt de winterzonnewende genoemd. Tijdens de schijnbare noordwaartse verschuiving passeert de zon de hemelevenaar op 21 maart (de lente-equinox). Op deze dag ontvangen beide hemisferen dezelfde hoeveelheid zonnestraling. De meest noordelijke positie, 23° 30' N (Noordelijke tropen), zon bereikt 21 juni. Dit moment, wanneer de zonnestralen onder de grootste hoek op het noordelijk halfrond vallen, wordt de zomerzonnewende genoemd. Op 23 september, tijdens de herfst-equinox, passeert de zon opnieuw de hemelevenaar.

De helling van de aardas tot het vlak van de baan van de aarde veroorzaakt niet alleen veranderingen in de invalshoek van de zonnestralen op het aardoppervlak, maar ook in de dagelijkse duur van de zonneschijn. Op de equinox is de duur van de daglichturen op de hele aarde (met uitzondering van de polen) 12 uur, in de periode van 21 maart tot 23 september op het noordelijk halfrond meer dan 12 uur en van 23 september tot 21 maart het is minder dan 12 uur. .w (Noordelijke) poolcirkel) vanaf 21 december duurt de poolnacht de klok rond en vanaf 21 juni duurt het 24 uur lang. Op de Noordpool wordt de poolnacht waargenomen van 23 september tot 21 maart en de pooldag van 21 maart tot 23 september.

De oorzaak van twee verschillende cycli van atmosferische verschijnselen - jaarlijks, 365 1/4 dagen en dagelijks 24 uur - is de rotatie van de aarde rond de zon en de helling van de aardas.

De hoeveelheid zonnestraling die per dag aan de buitenrand van de atmosfeer op het noordelijk halfrond aankomt, wordt uitgedrukt in watt per vierkante meter horizontaal oppervlak (d.w.z. evenwijdig aan het aardoppervlak, niet altijd loodrecht op de zonnestralen) en hangt af van de zonneconstante, de hellingshoek van de zonnestralen en de lengte van de dag (tabel 1).

Tabel 1. Aankomst van zonnestraling aan de bovengrens van de atmosfeer

Tabel 1. INKOMEN VAN ZONNESTRALEN NAAR DE BOVENGRENS VAN DE SFEER (W/m2 per dag)
Breedtegraad, °N	0	10	20	30	40	50	60	70	80	90
21 juni	375	414	443	461	470	467	463	479	501	510
21 december	399	346	286	218	151	83	23	0	0	0
Gemiddelde jaarlijkse waarde	403	397	380	352	317	273	222	192	175	167

Uit de tabel volgt dat het contrast tussen de zomer- en winterperiode opvallend is. Op 21 juni op het noordelijk halfrond is de waarde van instraling ongeveer hetzelfde. Op 21 december zijn er significante verschillen tussen lage en hoge breedtegraden, en dit is de belangrijkste reden dat de klimatologische differentiatie van deze breedtegraden in de winter veel groter is dan in de zomer. De atmosferische macrocirculatie, die vooral afhangt van verschillen in de opwarming van de atmosfeer, is in de winter beter ontwikkeld.

De jaarlijkse amplitude van de zonnestralingsflux op de evenaar is vrij klein, maar neemt sterk toe naar het noorden. Daarom, ceteris paribus, wordt de jaarlijkse temperatuuramplitude voornamelijk bepaald door de breedtegraad van het gebied.

Rotatie van de aarde om zijn as.

De intensiteit van de zonnestraling waar ook ter wereld op elke dag van het jaar hangt ook af van het tijdstip van de dag. Dit komt natuurlijk doordat de aarde in 24 uur om haar as draait.

Albedo

- de fractie van de zonnestraling die door het object wordt gereflecteerd (meestal uitgedrukt als een percentage of fracties van een eenheid). Het albedo van vers gevallen sneeuw kan oplopen tot 0,81, het albedo van wolken varieert, afhankelijk van het type en de verticale dikte, van 0,17 tot 0,81. Albedo van donker droog zand - ca. 0,18, groen bos - van 0,03 tot 0,10. Het albedo van grote watergebieden is afhankelijk van de hoogte van de zon boven de horizon: hoe hoger het is, hoe lager het albedo.

Het albedo van de aarde, samen met de atmosfeer, varieert afhankelijk van de bewolking en het gebied van de sneeuwbedekking. Van alle zonnestraling die onze planeet binnenkomt, is ca. 0,34 wordt gereflecteerd in de ruimte en gaat verloren aan het systeem van de aarde-atmosfeer.

Atmosferische absorptie.

Ongeveer 19% van de zonnestraling die de aarde binnenkomt, wordt geabsorbeerd door de atmosfeer (volgens gemiddelde schattingen voor alle breedtegraden en alle seizoenen). In de bovenste lagen van de atmosfeer wordt ultraviolette straling voornamelijk geabsorbeerd door zuurstof en ozon, en in de onderste lagen wordt rode en infrarode straling (golflengte groter dan 630 nm) voornamelijk geabsorbeerd door waterdamp en, in mindere mate, door kooldioxide .

absorptie door het aardoppervlak.

Ongeveer 34% van de directe zonnestraling die aan de bovenrand van de atmosfeer aankomt, wordt gereflecteerd in de ruimte, en 47% gaat door de atmosfeer en wordt geabsorbeerd door het aardoppervlak.

De verandering in de hoeveelheid energie die door het aardoppervlak wordt geabsorbeerd, afhankelijk van de breedtegraad, wordt weergegeven in de tabel. 2 en uitgedrukt in de gemiddelde jaarlijkse hoeveelheid energie (in watt) die per dag wordt geabsorbeerd door een horizontaal oppervlak van 1 m². Het verschil tussen de gemiddelde jaarlijkse aankomst van zonnestraling op de bovengrens van de atmosfeer per dag en de straling die het aardoppervlak bereikte bij afwezigheid van bewolking op verschillende breedtegraden toont het verlies ervan onder invloed van verschillende atmosferische factoren (behalve bewolking). Deze verliezen bedragen doorgaans ongeveer een derde van de inkomende zonnestraling.

Tabel 2. Gemiddelde jaarlijkse instroom van zonnestraling op een horizontaal oppervlak op het noordelijk halfrond

Tabel 2. GEMIDDELDE JAARLIJKSE INKOMSTEN VAN ZONNESTRALING OP EEN HORIZONTAAL OPPERVLAK OP HET NOORD HEMISFER (W/m2 per dag)
Breedtegraad, °N	0	10	20	30	40	50	60	70	80	90
De komst van straling aan de buitengrens van de atmosfeer	403	397	380	352	317	273	222	192	175	167
De komst van straling op het aardoppervlak bij heldere lucht	270	267	260	246	221	191	154	131	116	106
De komst van straling op het aardoppervlak met matige bewolking	194	203	214	208	170	131	97	76	70	71
Straling geabsorbeerd door het aardoppervlak	181	187	193	185	153	119	88	64	45	31

Het verschil tussen de hoeveelheid zonnestraling die aankomt bij de bovengrens van de atmosfeer en de hoeveelheid die op het aardoppervlak arriveert tijdens middelmatige bewolking, als gevolg van stralingsverliezen in de atmosfeer, hangt sterk af van de geografische breedtegraad: 52% op de evenaar, 41% bij 30°N. en 57% bij 60°N. Dit is een direct gevolg van de kwantitatieve verandering in bewolking met de breedtegraad. Vanwege de eigenaardigheden van de atmosferische circulatie op het noordelijk halfrond, is de hoeveelheid wolken minimaal op een breedte van ca. 30°. De invloed van wolken is zo groot dat de maximale energie het aardoppervlak niet op de evenaar bereikt, maar op subtropische breedtegraden.

Het verschil tussen de hoeveelheid straling die het aardoppervlak bereikt en de hoeveelheid geabsorbeerde straling wordt alleen gevormd door het albedo, dat vooral groot is op hoge breedtegraden en vanwege de hoge reflectiviteit van de sneeuw- en ijsbedekking.

Van alle zonne-energie die door het aardatmosfeersysteem wordt gebruikt, wordt minder dan een derde rechtstreeks door de atmosfeer geabsorbeerd, en het grootste deel van de energie die het ontvangt, wordt gereflecteerd door het aardoppervlak. De meeste zonne-energie komt naar gebieden op lage breedtegraden.

Aardse straling.

Ondanks de continue instroom van zonne-energie in de atmosfeer en op het aardoppervlak, is de gemiddelde temperatuur van de aarde en de atmosfeer redelijk constant. De reden hiervoor is dat bijna dezelfde hoeveelheid energie door de aarde en haar atmosfeer de ruimte in wordt uitgestraald, meestal in de vorm van infrarode straling, aangezien de aarde en haar atmosfeer veel kouder zijn dan de zon, en slechts een klein deel is in het zichtbare deel van het spectrum. De uitgezonden infraroodstraling wordt geregistreerd door meteorologische satellieten die zijn uitgerust met speciale apparatuur. Veel synoptische satellietkaarten die op televisie worden getoond, zijn infraroodbeelden en reflecteren de warmtestraling van het aardoppervlak en wolken.

Thermische balans.

Als resultaat van een complexe energie-uitwisseling tussen het aardoppervlak, de atmosfeer en de interplanetaire ruimte, ontvangt elk van deze componenten gemiddeld evenveel energie van de andere twee als het zichzelf verliest. Bijgevolg ervaart noch het aardoppervlak noch de atmosfeer enige toename of afname van energie.

ALGEMENE ATMOSFERISCHE CIRCULATIE

Vanwege de eigenaardigheden van de onderlinge positie van de zon en de aarde, ontvangen equatoriale en polaire gebieden van gelijke oppervlakte totaal verschillende hoeveelheden zonne-energie. De equatoriale gebieden ontvangen meer energie dan de poolgebieden, en hun watergebieden en vegetatie absorberen meer binnenkomende energie. In de poolgebieden is het albedo van sneeuw- en ijsbedekkingen hoog. Hoewel de warmere equatoriale temperatuurgebieden meer warmte uitstralen dan de poolgebieden, is de warmtebalans zodanig dat de poolgebieden meer energie verliezen dan ze binnenkrijgen, en de equatoriale gebieden meer energie ontvangen dan ze verliezen. Aangezien er noch opwarming van de equatoriale gebieden, noch afkoeling van de poolgebieden is, is het duidelijk dat om de warmtebalans van de aarde te handhaven, overtollige warmte van de tropen naar de polen moet worden verplaatst. Deze beweging is de belangrijkste drijvende kracht achter de atmosferische circulatie. De lucht in de tropen warmt op, stijgt en zet uit en stroomt naar de polen op een hoogte van ca. 19 kilometer. In de buurt van de polen koelt het af, wordt het dichter en zakt het naar het aardoppervlak, vanwaar het zich naar de evenaar verspreidt.

De belangrijkste kenmerken van de circulatie.

Lucht die bij de evenaar opstijgt en richting de polen gaat, wordt afgebogen door de Coriolis-kracht. Laten we dit proces eens bekijken naar het voorbeeld van het noordelijk halfrond (hetzelfde gebeurt op het zuidelijk halfrond). Bij beweging naar de paal wijkt de lucht af naar het oosten en blijkt uit het westen te komen. Zo ontstaan ​​westenwinden. Een deel van deze lucht koelt af als het uitzet en warmte uitstraalt, zinkt en stroomt in de tegenovergestelde richting, naar de evenaar, naar rechts afbuigend en een noordoostelijke passaatwind vormend. Een deel van de lucht die naar de pool beweegt, vormt een westelijk transport in gematigde breedtegraden. De lucht die in het poolgebied daalt, beweegt zich naar de evenaar en vormt, afbuigend naar het westen, een oostelijk transport in de poolgebieden. Dit is slechts een schematisch diagram van de circulatie van de atmosfeer, waarvan de constante component de passaatwinden zijn.

Wind riemen.

Onder invloed van de rotatie van de aarde worden verschillende hoofdwindriemen gevormd in de lagere lagen van de atmosfeer ( zie foto.).

equatoriale kalme zone,

gelegen nabij de evenaar, wordt gekenmerkt door zwakke winden geassocieerd met een zone van convergentie (dwz convergentie van luchtstromen) van stabiele zuidoostelijke passaatwinden van het zuidelijk halfrond en noordoostelijke passaatwinden van het noordelijk halfrond, die ongunstige omstandigheden creëerden voor de beweging van zeilboten. Bij convergerende luchtstromen in het gebied moet de lucht stijgen of dalen. Omdat het oppervlak van het land of de oceaan het zinken ervan verhindert, ontstaan ​​onvermijdelijk intense opstijgende luchtbewegingen in de lagere lagen van de atmosfeer, wat ook wordt vergemakkelijkt door een sterke verwarming van de lucht van onderaf. De opstijgende lucht koelt af en het vochtgehalte neemt af. Daarom zijn dichte wolken en frequente neerslag typerend voor deze zone.

Breedtegraden van paarden

- gebieden met zeer zwakke wind, gelegen tussen 30 en 35 ° noorderbreedte. en y.sh. Deze naam stamt waarschijnlijk uit het tijdperk van de zeilvloot, toen schepen die de Atlantische Oceaan overstaken vaak kalm of vertraagd waren vanwege zwakke, variabele wind. Ondertussen raakte de watervoorraad op en moesten de bemanningen van schepen die paarden naar West-Indië vervoerden, ze overboord gooien.

De breedtegraden van het paard bevinden zich tussen de gebieden van de passaatwinden en het heersende westelijke transport (dichter bij de polen) en zijn divergentiezones (d.w.z. divergentie) van winden in de luchtlaag aan de oppervlakte. Over het algemeen overheersen daarbinnen dalende luchtbewegingen. verlagen luchtmassa's Het gaat gepaard met opwarming van de lucht en een toename van de vochtcapaciteit; daarom worden deze zones gekenmerkt door een lichte bewolking en een onbeduidende hoeveelheid neerslag.

Subpolaire zone van cyclonen

gelegen tussen 50 en 55°N. Het wordt gekenmerkt door stormwinden van verschillende richtingen die verband houden met de passage van cyclonen. Dit is een convergentiezone van westelijke winden die heersen op gematigde breedtegraden en oostelijke winden die kenmerkend zijn voor de poolgebieden. Net als in de equatoriale convergentiezone heersen hier opstijgende luchtbewegingen, dichte wolken en neerslag over grote gebieden.

IMPACT VAN LAND- EN ZEEVERDELING

Zonnestraling.

Onder invloed van veranderingen in de komst van zonnestraling warmt en koelt het land veel sterker en sneller af dan de oceaan. Dit komt door de verschillende eigenschappen van bodem en water. Water is transparanter voor straling dan bodem, dus de energie wordt verdeeld in een groter volume water en leidt tot minder verwarming per volume-eenheid. Turbulente menging verdeelt de warmte in de bovenste oceaan tot een diepte van ongeveer 100 m. Water heeft een grotere warmtecapaciteit dan bodem, dus voor dezelfde hoeveelheid warmte die wordt opgenomen door dezelfde massa's water en bodem, stijgt de temperatuur van het water minder. Bijna de helft van de warmte die in het wateroppervlak terechtkomt, wordt besteed aan verdamping, en niet aan verwarming, en op het land droogt de grond uit. Daarom varieert de temperatuur van het oceaanoppervlak gedurende de dag en gedurende het jaar veel minder dan de temperatuur van het landoppervlak. Omdat de atmosfeer opwarmt en afkoelt, voornamelijk door: thermische straling onderliggend oppervlak komen de waargenomen verschillen tot uiting in luchttemperaturen boven land en oceanen.

Luchttemperatuur.

Afhankelijk van of het klimaat voornamelijk onder invloed van de oceaan of het land wordt gevormd, wordt het maritiem of continentaal genoemd. Maritieme klimaten worden gekenmerkt door aanzienlijk lagere gemiddelde jaarlijkse temperatuurbereiken (warmere winters en koelere zomers) in vergelijking met continentale.

Eilanden in de open oceaan (bijvoorbeeld Hawaïaans, Bermuda, Ascension) hebben een duidelijk omschreven zeeklimaat. Aan de rand van de continenten kunnen klimaten van een of ander type ontstaan, afhankelijk van de aard van de heersende winden. In de zone waar het transport overheerst in het westen, domineert bijvoorbeeld het zeeklimaat aan de westelijke kusten en het continentale klimaat aan de oostelijke. Dit wordt weergegeven in Tabel. 3, die de temperaturen vergelijkt bij drie Amerikaanse weerstations die zich op ongeveer dezelfde breedtegraad in de zone met westerse transportdominantie bevinden.

Aan de westkust, in San Francisco, is het klimaat maritiem, met warme winter, koele zomers en lage temperatuurbereiken. In Chicago, in het binnenland van het vasteland, is het klimaat scherp continentaal, met koude winters, warme zomers en een breed scala aan temperaturen. Klimaat oostkust, in Boston, verschilt niet veel van het klimaat van Chicago, hoewel de Atlantische Oceaan er een matigend effect op heeft vanwege de wind die soms uit de zee waait (zeebries).

moessons.

De term "moesson", afgeleid van het Arabische "mausim" (seizoen), betekent "seizoenswind". De naam werd voor het eerst toegepast op de winden in de Arabische Zee die zes maanden lang uit het noordoosten en de volgende zes maanden uit het zuidwesten waaien. De moessons zijn het sterkst in het zuiden en Oost-Azië, evenals aan tropische kusten, wanneer de invloed van de algemene circulatie van de atmosfeer zwak wordt uitgedrukt en deze niet onderdrukt. De Gulf Coast wordt gekenmerkt door zwakkere moessons.

Moessons zijn de grootschalige seizoensanaloog van de bries, een dagwind die in veel kustgebieden afwisselend van land naar zee en van zee naar land waait. Tijdens de zomermoesson is het land warmer dan de oceaan, en warme lucht, die erboven stijgt, verspreidt zich naar de zijkanten in de bovenste atmosfeer. Hierdoor ontstaat er lage druk nabij het oppervlak, wat bijdraagt ​​aan de instroom van vochtige lucht uit de oceaan. Tijdens de wintermoesson is het land kouder dan de oceaan, en dus zakt de koude lucht over het land en stroomt naar de oceaan. In gebieden met een moessonklimaat kunnen zich ook briesjes ontwikkelen, maar die bedekken alleen de oppervlaktelaag van de atmosfeer en komen alleen voor in de kuststrook.

Het moessonklimaat wordt gekenmerkt door een uitgesproken seizoensverandering in de gebieden waar de luchtmassa's vandaan komen - continentaal in de winter en maritiem in de zomer; de overheersing van winden die in de zomer van de zee waaien en in de winter van het land; zomer maximale neerslag, bewolking en vochtigheid.

De omgeving van Bombay aan de westkust van India (ongeveer 20° N) is een klassiek voorbeeld van een gebied met moesson klimaat. In februari, ongeveer 90% van de tijd, waait de wind uit het noordoosten daar, en in juli - ongeveer. 92% van de tijd - zuidwest rhumbs. De gemiddelde hoeveelheid neerslag in februari is 2,5 mm en in juli - 693 mm. Het gemiddelde aantal dagen met neerslag in februari is 0,1 en in juli - 21. De gemiddelde bewolking in februari is 13%, in juli - 88%. De gemiddelde relatieve luchtvochtigheid is 71% in februari en 87% in juli.

VERLICHTING INVLOED

De grootste orografische obstakels (bergen) hebben een grote impact op het landklimaat.

thermisch regime.

In de onderste lagen van de atmosfeer daalt de temperatuur met ongeveer 0,65 ° C met een stijging voor elke 100 m; in gebieden met lange winters is de temperatuur iets langzamer, vooral in de onderste 300 m laag, en in gebieden met lange zomers is het iets sneller. De nauwste relatie tussen gemiddelde temperaturen en hoogte wordt waargenomen in de bergen. Daarom zijn de gemiddelde temperatuurisothermen, bijvoorbeeld in gebieden zoals Colorado, in in algemene termen herhaal de contourlijnen van topografische kaarten.

Bewolking en neerslag.

Wanneer lucht op zijn pad een bergketen ontmoet, wordt hij gedwongen op te stijgen. Tegelijkertijd koelt de lucht af, wat leidt tot een afname van de vochtcapaciteit en condensatie van waterdamp (wolkvorming en neerslag) aan de loefzijde van de bergen. Wanneer vocht condenseert, warmt de lucht op en, wanneer het de lijzijde van de bergen bereikt, wordt het droog en warm. Zo komt in de Rocky Mountains de Chinook-wind op.

Tabel 4. Extreme temperaturen van de continenten en eilanden van Oceanië

Tabel 4. EXTREME TEMPERATUREN VAN DE OCEAANCONTAINERS EN EILANDEN
Regio	Maximale temperatuur, °C	Een plek	minimum temperatuur, °C	Een plek
Noord Amerika	57	Death Valley, Californië, VS	–66	Nortis, Groenland 1
Zuid-Amerika	49	Rivadavia, Argentinië	–33	Sarmiento, Argentinië
Europa	50	Sevilla, Spanje	–55	Ust-Sjchugor, Rusland
Azië	54	Tirat Zevi, Israël	–68	Ojmjakon, Rusland
Afrika	58	Al Azizia, Libië	–24	Ifrane, Marokko
Australië	53	Cloncurry, Australië	–22	Charlotte Pass, Australië
Antarctica	14	Esperanza, Antarctisch Schiereiland	–89	Vostok Station, Antarctica
Oceanië	42	Tuguegarao, Filippijnen	–10	Haleakala, Hawaï, VS
1 Op het vasteland van Noord-Amerika was de minimum gemeten temperatuur -63° С (Snug, Yukon, Canada)

Tabel 5. Extreme waarden van de gemiddelde jaarlijkse neerslag op de continenten en eilanden van Oceanië

Tabel 5. EXTREME WAARDEN VAN DE JAARLIJKSE GEMIDDELDE PRECITATIE OP DE MATERINS EN EILANDEN VAN OCEANI
Regio	Maximaal, mm	Een plek	Minimaal, mm	Een plek
Noord Amerika	6657	Henderson-meer, Brits Colombia, Canada	30	Batages, Mexico
Zuid-Amerika	8989	Quibdo, Colombia		Arica, Chili
Europa	4643	Crkvice, Joegoslavië	163	Astrachan, Rusland
Azië	11430	Cherrapunji, India	46	Aden, Jemen
Afrika	10277	Debunja, Kameroen		Wadi Halfa, Soedan
Australië	4554	Tully, Australië	104	Malka, Australië
Oceanië	11684	Waialeale, Hawaï, VS	226	Puako, Hawaï, VS

SYNOPTISCHE OBJECTEN

Luchtmassa's.

Luchtmassa is een enorm luchtvolume waarvan de eigenschappen (voornamelijk temperatuur en vochtigheid) werden gevormd onder invloed van het onderliggende oppervlak in een bepaald gebied en geleidelijk veranderen als het van de bron van formatie in horizontale richting beweegt.

Luchtmassa's onderscheiden zich voornamelijk door de thermische eigenschappen van de vormingsgebieden, bijvoorbeeld tropisch en polair. De verplaatsing van luchtmassa's van het ene gebied naar het andere, met behoud van veel van hun oorspronkelijke kenmerken, kan worden getraceerd op synoptische kaarten. Koude en droge lucht uit het Canadese Noordpoolgebied bijvoorbeeld, die over het grondgebied van de Verenigde Staten beweegt, warmt langzaam op, maar blijft droog. Evenzo blijven warme, vochtige tropische luchtmassa's die zich boven de Golf van Mexico vormen, vochtig, maar kunnen opwarmen of afkoelen, afhankelijk van de eigenschappen van het onderliggende oppervlak. Natuurlijk wordt een dergelijke transformatie van luchtmassa's intensiever naarmate de omstandigheden die ze onderweg tegenkomen veranderen.

Wanneer luchtmassa's met verschillende eigenschappen uit verre formatiecentra in contact komen, behouden ze hun kenmerken. Het grootste deel van hun bestaan ​​worden ze gescheiden door min of meer duidelijk gedefinieerde overgangszones, waar temperatuur, vochtigheid en windsnelheid dramatisch veranderen. Dan vermengen de luchtmassa's zich, verspreiden zich en houden uiteindelijk op te bestaan ​​als afzonderlijke lichamen. De overgangszones tussen bewegende luchtmassa's worden "fronten" genoemd.

fronten

door de holtes van het barische veld gaan, d.w.z. langs lagedrukcontouren. Bij het oversteken van een front verandert de windrichting meestal drastisch. In polaire luchtmassa's kan de wind noordwestelijk zijn, terwijl deze in tropische luchtmassa's zuidelijk kan zijn. Het slechtste weer doet zich voor langs fronten en in het koudere gebied nabij het front, waar warme lucht een wig van dichte koude lucht opschuift en afkoelt. Als gevolg hiervan vormen zich wolken en valt er neerslag. Extratropische cyclonen ontstaan ​​soms langs het front. Fronten ontstaan ​​ook wanneer koude noordelijke en warme zuidelijke luchtmassa's in het centrale deel van de cycloon (gebieden met lage atmosferische druk) met elkaar in contact komen.

Er zijn vier soorten fronten. Een stationair front vormt zich op een min of meer stabiele grens tussen polaire en tropische luchtmassa's. Als koude lucht zich terugtrekt in de oppervlaktelaag en warme lucht naar voren komt, vormt zich een warmtefront. Gewoonlijk is de lucht vóór een naderend warmfront bewolkt, regent of sneeuwt het en stijgt de temperatuur geleidelijk. Als het front passeert, stopt de regen en blijft de temperatuur hoog. Wanneer een koufront passeert, stroomt koude lucht naar voren en warme lucht trekt zich terug. Regenachtig, winderig weer wordt waargenomen in een smalle band langs het koude front. Integendeel, een warmtefront wordt voorafgegaan door een brede zone van bewolking en regen. Een occlusiefront combineert kenmerken van zowel warme als koude fronten en wordt meestal geassocieerd met een oude cycloon.

Cyclonen en anticyclonen.

Cyclonen zijn grootschalige atmosferische storingen in een gebied met lage druk. Op het noordelijk halfrond waait de wind tegen de klok in van hoge naar lage druk, en met de klok mee op het zuidelijk halfrond. In cyclonen van gematigde breedtegraden, extratropisch genoemd, wordt meestal een koufront uitgedrukt, en een warmtefront, als het bestaat, is niet altijd duidelijk zichtbaar. Extratropische cyclonen vormen vaak benedenwinds van bergketens, zoals over de oostelijke hellingen van de Rocky Mountains en langs de oostelijke kusten van Noord-Amerika en Azië. Op gematigde breedtegraden wordt de meeste neerslag geassocieerd met cyclonen.

Een anticycloon is een gebied met hoge luchtdruk. Het wordt meestal geassocieerd met mooi weer met een heldere of licht bewolkte hemel. Op het noordelijk halfrond wijken de winden die vanuit het centrum van de anticycloon waaien met de klok mee, en op het zuidelijk halfrond - tegen de klok in. Anticyclonen zijn meestal groter dan cyclonen en bewegen langzamer.

Omdat de lucht zich van het centrum naar de periferie in de anticycloon verspreidt, dalen hogere luchtlagen naar beneden, ter compensatie van de uitstroom. In een cycloon daarentegen stijgt de lucht die wordt verplaatst door convergerende winden. Omdat het de opstijgende luchtbewegingen zijn die leiden tot de vorming van wolken, zijn bewolking en neerslag meestal beperkt tot cyclonen, terwijl helder of licht bewolkt weer heerst in anticyclonen.

Tropische cyclonen (orkanen, tyfoons)

Tropische cyclonen (orkanen, tyfoons) gemeenschappelijke naam voor cyclonen die zich boven oceanen in de tropen vormen (met uitzondering van de koude wateren van de Zuid-Atlantische Oceaan en de Zuidoostelijke Stille Oceaan) en die geen contrasterende luchtmassa's bevatten. Tropische cyclonen komen voor in verschillende delen van de wereld en treffen meestal de oostelijke en equatoriale regio's van de continenten. Ze komen voor in de zuidelijke en zuidwestelijke Noord-Atlantische Oceaan (inclusief de Caribische Zee en de Golf van Mexico), de noordelijke Stille Oceaan (ten westen van de Mexicaanse kust, de Filippijnse eilanden en de Chinese Zee), de Golf van Bengalen en de Arabische Zee. , in het zuidelijke deel van de Indische Oceaan voor de kust van Madagaskar, voor de noordwestkust van Australië en in de Stille Zuidzee - van de kust van Australië tot 140 ° W.

Volgens internationale afspraken worden tropische cyclonen ingedeeld naar windkracht. Er zijn tropische depressies met windsnelheden tot 63 km/u, tropische stormen (windsnelheden van 64 tot 119 km/u) en tropische orkanen of tyfoons (windsnelheden boven 120 km/u).

In sommige regio's van de wereld hebben tropische cyclonen lokale namen: in de Noord-Atlantische Oceaan en de Golf van Mexico - orkanen (in Haïti - in het geheim); in de Stille Oceaan voor de westkust van Mexico - cordonaso, in de westelijke en meest zuidelijke regio's - tyfoons, in de Filippijnen - baguyo of baruyo; in Australië - willy-willy.

Een tropische cycloon is een enorme atmosferische draaikolk met een diameter van 100 tot 1600 km, vergezeld van sterke vernietigende winden, zware regenval en hoge golven (stijgende zeespiegel veroorzaakt door wind). Beginnende tropische cyclonen verplaatsen zich meestal naar het westen, enigszins afwijkend naar het noorden, met toenemende bewegingssnelheid en toenemende omvang. Na het verplaatsen naar de pool kan een tropische cycloon "omkeren", opgaan in de westelijke overdracht van gematigde breedtegraden en naar het oosten gaan (een dergelijke verandering in bewegingsrichting vindt echter niet altijd plaats).

De tegen de klok in draaiende cyclonische winden van het noordelijk halfrond hebben hun maximale kracht in een gordel met een diameter van 30-45 km of meer, beginnend bij het "oog van de storm". De windsnelheid nabij het aardoppervlak kan oplopen tot 240 km/u. In het centrum van een tropische cycloon bevindt zich meestal een wolkenvrij gebied met een diameter van 8 tot 30 km, dat het "oog van de storm" wordt genoemd, aangezien de lucht hier vaak helder (of licht bewolkt) is, en de wind is meestal erg zwak. De zone van vernietigende winden langs het pad van de tyfoon heeft een breedte van 40-800 km. Cyclonen die zich ontwikkelen en zich voortbewegen, leggen afstanden van enkele duizenden kilometers af, bijvoorbeeld van de bron van formatie in de Caribische Zee of in de tropische Atlantische Oceaan tot in het binnenland of de Noord-Atlantische Oceaan.

Hoewel orkaankrachtwinden in het midden van een cycloon enorme snelheden bereiken, kan de orkaan zelf heel langzaam bewegen en zelfs enige tijd stoppen, wat vooral geldt voor tropische cyclonen, die zich gewoonlijk voortbewegen met een snelheid van niet meer dan 24 km / H. Naarmate de cycloon zich van de tropen verwijdert, neemt de snelheid gewoonlijk toe en bereikt in sommige gevallen 80 km/u of meer.

Orkaanwinden kunnen grote schade aanrichten. Hoewel ze zwakker zijn dan in een tornado, zijn ze niettemin in staat om bomen te vellen, huizen omver te werpen, hoogspanningsleidingen te breken en zelfs treinen te laten ontsporen. Maar het grootste verlies aan mensenlevens wordt veroorzaakt door overstromingen die gepaard gaan met orkanen. Naarmate de storm vordert, vormen zich vaak enorme golven en kan de zeespiegel in enkele minuten met meer dan 2 m. Kleine schepen spoelen aan. Gigantische golven vernietigen huizen, wegen, bruggen en andere gebouwen aan de kust en kunnen zelfs al lang bestaande zandeilanden wegspoelen. De meeste orkanen gaan gepaard met: zware regen, die velden overstromen en gewassen bederven, wegen wegspoelen en bruggen slopen, laaggelegen nederzettingen onder water zetten.

Verbeterde voorspellingen, vergezeld van operationele stormwaarschuwingen, hebben geleid tot een aanzienlijke vermindering van het aantal slachtoffers. Wanneer zich een tropische cycloon vormt, neemt de frequentie van voorspelde uitzendingen toe. De belangrijkste informatiebron zijn de rapporten van vliegtuigen die speciaal zijn uitgerust voor cycloonwaarnemingen. Dergelijke vliegtuigen patrouilleren honderden kilometers uit de kust en dringen vaak door tot in het midden van een cycloon om nauwkeurige informatie over zijn positie en beweging te verkrijgen.

De kustgebieden die het meest vatbaar zijn voor orkanen zijn uitgerust met radarinstallaties om ze te detecteren. Hierdoor kan de storm worden geregistreerd en gevolgd op een afstand van maximaal 400 km van het radarstation.

Tornado (tornado)

Een tornado (tornado) is een roterende trechterwolk die zich vanaf de basis van een onweerswolk naar de grond uitstrekt. De kleur verandert van grijs naar zwart. Ongeveer 80% van de tornado's in de Verenigde Staten heeft maximale windsnelheden van 65-120 km/u en slechts 1% van 320 km/u of meer. Een naderende tornado maakt meestal een geluid dat lijkt op dat van een rijdende goederentrein. Ondanks hun relatief kleine omvang behoren tornado's tot de gevaarlijkste stormgebeurtenissen.

Van 1961 tot 1999 kwamen in de Verenigde Staten gemiddeld 82 mensen per jaar om door tornado's. De kans dat een tornado op deze plaats zal passeren, is echter extreem laag, aangezien de gemiddelde lengte van de afdaling vrij kort is (ongeveer 25 km) en het zwad klein is (minder dan 400 m breed).

Een tornado ontstaat op hoogtes tot 1000 m boven het oppervlak. Sommigen van hen bereiken nooit de grond, anderen kunnen het aanraken en weer opstaan. Tornado's worden meestal geassocieerd met onweerswolken waaruit hagel op de grond valt en kan in groepen van twee of meer voorkomen. In dit geval wordt eerst een krachtigere tornado gevormd en vervolgens een of meer zwakkere wervels.

Voor de vorming van een tornado in luchtmassa's is een scherp contrast in temperatuur, vochtigheid, dichtheid en parameters van luchtstromen noodzakelijk. Koele en droge lucht uit het westen of noordwesten verplaatst zich naar de warme en vochtige lucht in de oppervlaktelaag. Dit gaat gepaard met harde wind in een smalle overgangszone waar complexe energietransformaties plaatsvinden die vortexvorming kunnen veroorzaken. Waarschijnlijk wordt een tornado alleen gevormd met een strikt gedefinieerde combinatie van verschillende vrij veel voorkomende factoren die over een breed bereik variëren.

Tornado's worden over de hele wereld waargenomen, maar de gunstigste omstandigheden voor hun vorming zijn in centrale regio's VERENIGDE STATEN VAN AMERIKA. De frequentie van tornado's stijgt doorgaans in februari in alle oostelijke staten die grenzen aan de Golf van Mexico en piekt in maart. In Iowa en Kansas vindt hun hoogste frequentie plaats in mei-juni. Van juli tot december neemt het aantal tornado's in het hele land snel af. Het gemiddelde aantal tornado's in de VS is ongeveer. 800 per jaar, waarvan de helft in april, mei en juni. Dit cijfer bereikt de hoogste waarden in Texas (120 per jaar) en de laagste - in de noordoostelijke en westelijke staten (1 per jaar).

De verwoesting door tornado's is verschrikkelijk. Ze komen uit de wind grote kracht, en door grote drukverliezen over een beperkt gebied. Een tornado kan een gebouw in stukken breken en door de lucht verspreiden. Muren kunnen instorten. Een scherpe daling druk leidt ertoe dat zware voorwerpen, zelfs die in gebouwen, de lucht in stijgen, alsof ze worden aangezogen door een gigantische pomp, en soms over aanzienlijke afstanden worden getransporteerd.

Het is onmogelijk om precies te voorspellen waar een tornado wordt gevormd. Het is echter mogelijk om een ​​oppervlakte van ca. 50 duizend vierkante km, waarbinnen de kans op het optreden van tornado's vrij groot is.

onweersbuien

Onweersbuien, of onweersbuien, zijn lokale atmosferische storingen die verband houden met de ontwikkeling van cumulonimbuswolken. Dergelijke stormen gaan altijd gepaard met donder en bliksem en meestal sterke windstoten en hevige regenval. Soms valt er hagel. De meeste onweersbuien eindigen snel, en zelfs de langste duren zelden langer dan een of twee uur.

Onweersbuien treden op als gevolg van atmosferische instabiliteit en worden voornamelijk geassocieerd met het mengen van luchtlagen, die de neiging hebben om een ​​stabielere dichtheidsverdeling te bereiken. Krachtige opstijgende luchtstromen zijn een onderscheidend kenmerk van de beginfase van een onweersbui. Sterke neerwaartse luchtbewegingen in gebieden met veel neerslag zijn kenmerkend voor de eindfase. Onweerswolken bereiken vaak een hoogte van 12-15 km op gematigde breedten en zelfs hoger in de tropen. Hun verticale groei is beperkt stabiele toestand onderste lagen van de stratosfeer.

Een unieke eigenschap van onweersbuien is hun elektrische activiteit. Bliksem kan optreden in een zich ontwikkelende cumuluswolk, tussen twee wolken of tussen een wolk en de grond. In feite bestaat een bliksemontlading bijna altijd uit meerdere ontladingen die door hetzelfde kanaal gaan, en ze gaan zo snel dat ze met het blote oog als één en dezelfde ontlading worden waargenomen.

Het is nog steeds niet helemaal duidelijk hoe de scheiding van grote ladingen van het tegenovergestelde teken in de atmosfeer plaatsvindt. De meeste onderzoekers zijn van mening dat dit proces wordt geassocieerd met verschillen in de grootte van vloeibare en bevroren waterdruppels, evenals met verticale luchtstromen. De elektrische lading van een onweerswolk veroorzaakt een lading op het aardoppervlak eronder en ladingen van tegengesteld teken rond de basis van de wolk. Er ontstaat een enorm potentiaalverschil tussen de tegengesteld geladen delen van de wolk en het aardoppervlak. Wanneer het een voldoende waarde bereikt, treedt er een elektrische ontlading op - een bliksemflits.

De donder die gepaard gaat met een bliksemontlading wordt veroorzaakt door de onmiddellijke uitzetting van lucht in het pad van de ontlading, die optreedt wanneer deze plotseling wordt verwarmd door bliksem. Donder wordt vaker gehoord als continu gepiep, en niet als een enkele slag, omdat het langs het gehele bliksemontladingskanaal plaatsvindt, en daarom overbrugt het geluid de afstand van de bron tot de waarnemer in verschillende fasen.

jet luchtstromen

- meanderende "rivieren" van sterke wind op gematigde breedtegraden op een hoogte van 9-12 km (die gewoonlijk beperkt zijn tot langeafstandsvluchten van straalvliegtuigen), met snelheden tot soms 320 km/u. Een vliegtuig dat in de richting van de straalstroom vliegt, bespaart veel brandstof en tijd. Daarom is het voorspellen van de voortplanting en sterkte van jetstreams essentieel voor vluchtplanning en luchtvaartnavigatie in het algemeen.

Synoptische kaarten (Weerkaarten)

Om veel atmosferische verschijnselen te karakteriseren en te bestuderen, en om het weer te voorspellen, is het noodzakelijk om op veel punten tegelijkertijd verschillende waarnemingen uit te voeren en de verkregen gegevens op kaarten vast te leggen. In de meteorologie, de zogenaamde. synoptische methode.

Oppervlakte synoptische kaarten.

Op het grondgebied van de Verenigde Staten worden elk uur (in sommige landen - minder vaak) weersobservaties uitgevoerd. Bewolking wordt gekarakteriseerd (dichtheid, hoogte en type); er worden metingen van barometers uitgevoerd, waarop correcties worden aangebracht om de verkregen waarden op zeeniveau te brengen; windrichting en snelheid zijn vast; de hoeveelheid vloeibare of vaste neerslag en de temperatuur van lucht en bodem worden gemeten (op het moment van waarneming, maximum en minimum); luchtvochtigheid wordt bepaald; zichtomstandigheden en alle andere atmosferische verschijnselen (bijvoorbeeld onweer, mist, nevel, enz.) worden nauwkeurig geregistreerd.

Elke waarnemer codeert en verzendt vervolgens de informatie met behulp van de Internationale Meteorologische Code. Omdat deze procedure is gestandaardiseerd door de World Meteorological Organization, kunnen dergelijke gegevens overal ter wereld gemakkelijk worden ontcijferd. Het coderen duurt ca. 20 minuten, waarna berichten worden verzonden naar informatieverzamelcentra en internationale gegevensuitwisseling plaatsvindt. Vervolgens worden de resultaten van waarnemingen (in de vorm van getallen en symbolen) geplot op contourkaart waar meteorologische stations zijn aangegeven met stippen. Op deze manier krijgt de voorspeller een idee van de weersomstandigheden binnen een groot geografisch gebied. Het algemene beeld wordt nog duidelijker na het verbinden van de punten waarop dezelfde druk wordt geregistreerd door vloeiende ononderbroken lijnen - isobaren en het trekken van grenzen tussen verschillende luchtmassa's ( atmosferische fronten). Ook worden gebieden met hoge of lage druk onderscheiden. De kaart wordt nog expressiever als u de gebieden overschildert of verduistert waarover tijdens de waarnemingen neerslag viel.

Synoptische kaarten van de oppervlaktelaag van de atmosfeer zijn een van de belangrijkste instrumenten voor weersvoorspellingen. De voorspeller vergelijkt een reeks synoptische grafieken op verschillende observatiemomenten en bestudeert de dynamiek van barische systemen, waarbij hij veranderingen in temperatuur en vochtigheid in luchtmassa's opmerkt terwijl ze over verschillende soorten onderliggend oppervlak bewegen.

Hoogte synoptische kaarten.

Wolken worden verplaatst door luchtstromen, meestal op aanzienlijke hoogten boven het aardoppervlak. Daarom is het belangrijk dat de meteoroloog over betrouwbare gegevens beschikt voor veel niveaus van de atmosfeer. Op basis van de gegevens die zijn verkregen met behulp van weerballonnen, vliegtuigen en satellieten, worden weerkaarten samengesteld voor vijf hoogteniveaus. Deze kaarten worden verzonden naar synoptische centra.

WEERVOORSPELLING

De weersvoorspelling is gebaseerd op menselijke kennis en computermogelijkheden. Een traditioneel onderdeel van prognoses is de analyse van kaarten die de structuur van de atmosfeer horizontaal en verticaal weergeven. Op basis daarvan kan een voorspeller de ontwikkeling en beweging van synoptische objecten evalueren. Het gebruik van computers in het meteorologische netwerk vergemakkelijkt de voorspelling van temperatuur, druk en andere meteorologische elementen aanzienlijk.

Naast een krachtige computer vereist weersvoorspelling een breed netwerk van weerwaarnemingen en een betrouwbaar wiskundig apparaat. Directe waarnemingen verschaffen wiskundige modellen de gegevens die nodig zijn voor hun kalibratie.

Een ideale prognose moet in alle opzichten verantwoord zijn. De oorzaak van fouten in de prognose is moeilijk te achterhalen. Meteorologen beschouwen een voorspelling als gerechtvaardigd als de fout kleiner is dan het voorspellen van het weer met behulp van een van de twee methoden waarvoor geen speciale kennis op het gebied van meteorologie vereist is. De eerste, traagheid genoemd, gaat ervan uit dat de aard van het weer niet zal veranderen. De tweede methode gaat ervan uit dat de weerskenmerken overeenkomen met de gemiddelde maand voor een bepaalde datum.

De duur van de periode waarin de voorspelling gerechtvaardigd is (d.w.z. een beter resultaat geeft dan een van de twee genoemde benaderingen) hangt niet alleen af ​​van de kwaliteit van de waarnemingen, het wiskundige apparaat, computertechnologie, maar ook op de omvang van de voorspelde meteorologische gebeurtenis. Over het algemeen geldt: hoe groter de weersgebeurtenis, hoe langer deze kan worden voorspeld. Vaak kan bijvoorbeeld de mate van ontwikkeling en het bewegingspad van cyclonen enkele dagen van tevoren worden voorspeld, maar het gedrag van een bepaalde cumuluswolk kan niet langer dan het volgende uur worden voorspeld. Deze beperkingen lijken te wijten te zijn aan de kenmerken van de atmosfeer en kunnen nog niet worden overwonnen door nauwkeuriger waarnemingen of nauwkeurigere vergelijkingen.

Atmosferische processen ontwikkelen zich chaotisch. Dit betekent dat verschillende benaderingen nodig zijn om verschillende fenomenen op verschillende tijdruimtelijke schalen te voorspellen, in het bijzonder om het gedrag van grote cyclonen op middelhoge breedtegraden en lokale sterke onweersbuien te voorspellen, evenals voor langetermijnvoorspellingen. Zo is een voorspelling van de luchtdruk voor een dag in de oppervlaktelaag bijna net zo nauwkeurig als de metingen met behulp van weerballonnen waarop is gecontroleerd. En omgekeerd is het moeilijk om een ​​gedetailleerde drie uur durende voorspelling te geven van de beweging van de buienlijn - een band van intense neerslag voor het koude front en in het algemeen evenwijdig daaraan, waarbinnen tornado's kunnen ontstaan. Meteorologen kunnen alleen voorlopig grote gebieden identificeren waar buien kunnen voorkomen. Wanneer ze op een satellietbeeld of met behulp van radar worden gefixeerd, kan hun voortgang slechts één tot twee uur worden geëxtrapoleerd, en daarom is het belangrijk om het weerbericht op tijd bij de bevolking te brengen. De voorspelling van ongunstige meteorologische verschijnselen op korte termijn (buien, hagel, tornado's, enz.) wordt een urgente voorspelling genoemd. Er worden computermethoden ontwikkeld om deze te voorspellen gevaarlijke verschijnselen weer.

Aan de andere kant is er het probleem van langetermijnprognoses, d.w.z. meer dan een paar dagen van tevoren, waarvoor observaties van het weer in de hele wereld absoluut noodzakelijk zijn, maar zelfs dat is niet genoeg. Aangezien de turbulente aard van de atmosfeer het vermogen om het weer over een groot gebied te voorspellen beperkt tot ongeveer twee weken, moeten voorspellingen over langere perioden gebaseerd zijn op factoren die de atmosfeer op een voorspelbare manier beïnvloeden en zelf meer dan twee weken bekend zullen zijn Alvast. Een van die factoren is de temperatuur van het oceaanoppervlak, die in de loop van weken en maanden langzaam verandert, synoptische processen beïnvloedt en kan worden gebruikt om gebieden met abnormale temperaturen en neerslag te identificeren.

PROBLEMEN VAN DE HUIDIGE STAND VAN WEER EN KLIMAAT

Luchtvervuiling.

Opwarming van de aarde.

Het koolstofdioxidegehalte van de atmosfeer van de aarde is sinds 1850 met ongeveer 15% gestegen en zal naar verwachting in 2015 met bijna dezelfde hoeveelheid toenemen, naar alle waarschijnlijkheid als gevolg van de verbranding van fossiele brandstoffen: steenkool, olie en gas. Aangenomen wordt dat als gevolg van dit proces de gemiddelde jaarlijkse temperatuur op aarde zal met ongeveer 0,5°C stijgen en later, in de 21e eeuw, nog hoger worden. De gevolgen van de opwarming van de aarde zijn moeilijk te voorspellen, maar ze zullen waarschijnlijk niet gunstig zijn.

Ozon,

waarvan het molecuul uit drie zuurstofatomen bestaat, komt vooral voor in de atmosfeer. Waarnemingen uitgevoerd vanaf het midden van de jaren zeventig tot het midden van de jaren negentig toonden aan dat de ozonconcentratie boven Antarctica aanzienlijk veranderde: het nam af in het voorjaar (in oktober), toen de zogenaamde ozon werd gevormd. "ozongat", en in de zomer (in januari) weer opgelopen tot een normale waarde. Tijdens de verslagperiode is er een duidelijke trend naar een daling van het minimale ozongehalte in de lente in deze regio. Wereldwijde satellietwaarnemingen wijzen op een iets kleinere maar merkbare afname van de ozonconcentratie die overal optreedt, met uitzondering van de equatoriale zone. Aangenomen wordt dat dit is gebeurd door het wijdverbreide gebruik van fluorchloorhoudende freonen (freonen) in koelinstallaties en voor andere doeleinden.

El Niño.

Eens in de zoveel jaar vindt er een extreem sterke opwarming plaats in het oosten van het equatoriale gebied van de Stille Oceaan. Het begint meestal in december en duurt enkele maanden. Vanwege de nabijheid van Kerstmis werd dit fenomeen "El Niño" genoemd, wat in het Spaans "baby (Christus)" betekent. De bijbehorende atmosferische verschijnselen worden de zuidelijke oscillatie genoemd omdat ze voor het eerst werden waargenomen op het zuidelijk halfrond. Vanwege het warme wateroppervlak wordt convectieve luchtstijging waargenomen in het oostelijke deel van de Stille Oceaan, en niet zoals gebruikelijk in het westelijke deel. Als gevolg hiervan verschuift het gebied met zware regenval van de westelijke regio's van de Stille Oceaan naar de oostelijke.

Droogte in Afrika.

De vermelding van droogte in Afrika gaat terug tot de bijbelse geschiedenis. Meer recentelijk, eind jaren zestig en begin jaren zeventig, kostte een droogte in de Sahel, aan de zuidelijke rand van de Sahara, 100.000 mensen het leven. De droogte van de jaren tachtig eiste een vergelijkbare tol in Oost-Afrika. De ongunstige klimatologische omstandigheden in deze regio's werden verergerd door overbegrazing, ontbossing en militaire actie (zoals in Somalië in de jaren negentig).

METEOROLOGISCHE INSTRUMENTEN

Meteorologische instrumenten zijn zowel ontworpen voor onmiddellijke urgente metingen (thermometer of barometer voor het meten van temperatuur of druk), als voor het continu registreren van dezelfde elementen in de tijd, meestal in de vorm van een grafiek of curve (thermograaf, barograaf). Hieronder worden alleen apparaten voor urgente metingen beschreven, maar ze bestaan ​​ook bijna allemaal in de vorm van recorders. In feite zijn dit dezelfde meetinstrumenten, maar dan met een pen die een lijn trekt op een bewegende papieren tape.

Thermometers.

Thermometers van vloeibaar glas.

In meteorologische thermometers wordt meestal het vermogen van een vloeistof ingesloten in een glazen bol om uit te zetten en te krimpen gebruikt. Typisch eindigt een glazen capillaire buis in een bolvormige expansie die dient als een reservoir voor vloeistof. De gevoeligheid van een dergelijke thermometer is omgekeerd evenredig met het dwarsdoorsnede-oppervlak van het capillair en in directe verhouding tot het volume van het reservoir en het verschil in de uitzettingscoëfficiënten van een bepaalde vloeistof en glas. Daarom hebben gevoelige meteorologische thermometers grote reservoirs en dunne buizen, en de vloeistoffen die erin worden gebruikt, zetten veel sneller uit bij toenemende temperatuur dan glas.

De keuze van de vloeistof voor een thermometer hangt voornamelijk af van het bereik van gemeten temperaturen. Kwik wordt gebruikt om temperaturen boven -39°C, het vriespunt, te meten. Voor lagere temperaturen worden vloeibare organische verbindingen, zoals ethylalcohol, gebruikt.

De nauwkeurigheid van de geteste standaard meteorologische glasthermometer is ± 0,05 ° C. De belangrijkste reden voor de fout van een kwikthermometer hangt samen met geleidelijke onomkeerbare veranderingen in de elastische eigenschappen van glas. Ze leiden tot een afname van het volume van het glas en een toename van het referentiepunt. Daarnaast kunnen er fouten optreden als gevolg van foutieve metingen of doordat de thermometer op een plaats is geplaatst waar de temperatuur niet overeenkomt met de werkelijke luchttemperatuur in de buurt van het weerstation.

De fouten van alcohol- en kwikthermometers zijn vergelijkbaar. Extra fouten kunnen optreden als gevolg van cohesiekrachten tussen de alcohol en de glazen wanden van de buis, zodat wanneer de temperatuur snel daalt, een deel van de vloeistof op de wanden achterblijft. Bovendien vermindert alcohol in het licht het volume.

Minimale thermometer

is ontworpen om de laagste temperatuur voor een bepaalde dag te bepalen. Voor deze doeleinden wordt meestal een glazen alcoholthermometer gebruikt. Een glazen wijzer met uitstulpingen aan de uiteinden wordt ondergedompeld in alcohol. De thermometer werkt in een horizontale positie. Wanneer de temperatuur daalt, trekt de alcoholkolom zich terug en sleept de pin mee, en wanneer de temperatuur stijgt, stroomt de alcohol eromheen zonder deze te verplaatsen, en daarom stelt de pin de minimumtemperatuur vast. Breng de thermometer weer in werkende staat door de tank omhoog te kantelen zodat de pin weer in contact komt met alcohol.

Maximale thermometer

gebruikt om de hoogste temperatuur voor een bepaalde dag te bepalen. Meestal is dit een glazen kwikthermometer, vergelijkbaar met een medische thermometer. Er zit een vernauwing in de glazen buis bij het reservoir. Kwik wordt tijdens een temperatuurstijging door deze vernauwing naar buiten geperst en wanneer het wordt verlaagd, verhindert de vernauwing dat het in het reservoir stroomt. Zo'n thermometer wordt weer gereed gemaakt voor gebruik op een speciale roterende installatie.

Bimetaal thermometer

bestaat uit twee dunne stroken metaal, zoals koper en ijzer, die bij verhitting in verschillende mate uitzetten. Hun platte oppervlakken passen precies tegen elkaar aan. Zo'n bimetaalband is in een spiraal gedraaid, waarvan het ene uiteinde star is bevestigd. Wanneer de spoel wordt verwarmd of afgekoeld, zetten de twee metalen uit of krimpen ze anders, en de spoel wikkelt zich af of draait strakker. Volgens de wijzer die aan het vrije uiteinde van de spiraal is bevestigd, wordt de omvang van deze veranderingen beoordeeld. Voorbeelden van bimetaalthermometers zijn kamerthermometers met ronde wijzerplaat.

Elektrische thermometers.

Dergelijke thermometers omvatten een apparaat met een halfgeleider thermo-element - een thermistor of thermistor. Het thermokoppel wordt gekenmerkt door een grote negatieve weerstandscoëfficiënt (d.w.z. de weerstand neemt snel af bij toenemende temperatuur). De voordelen van de thermistor zijn een hoge gevoeligheid en snelle reactie op temperatuurveranderingen. De thermistorkalibratie verandert in de loop van de tijd. Thermistoren worden gebruikt op meteorologische satellieten, ballonnen en de meeste digitale kamerthermometers.

Barometers.

kwikbarometer

is een glazen buis ca. 90 cm, gevuld met kwik, aan één kant verzegeld en in een kopje kwik getipt. Onder invloed van de zwaartekracht stroomt een deel van het kwik uit de buis in de beker en door luchtdruk op het oppervlak van de beker stijgt het kwik door de buis. Wanneer een evenwicht tot stand wordt gebracht tussen deze twee tegengestelde krachten, komt de hoogte van het kwik in de buis boven het oppervlak van de vloeistof in de tank overeen met de atmosferische druk. Als de luchtdruk stijgt, stijgt het kwikgehalte in de buis. De gemiddelde hoogte van de kwikkolom in een barometer op zeeniveau is ca. 760mm.

aneroïde barometer

bestaat uit een afgesloten doos waaruit de lucht gedeeltelijk wordt afgevoerd. Een van de oppervlakken is een elastisch membraan. Als de atmosferische druk toeneemt, buigt het membraan naar binnen; als het afneemt, buigt het naar buiten. Een aanwijzer die eraan is gekoppeld, legt deze wijzigingen vast. Aneroïde barometers zijn compact en relatief goedkoop en worden zowel binnenshuis als op standaard meteorologische radiosondes gebruikt.

Instrumenten voor het meten van vochtigheid.

psychrometer

bestaat uit twee aangrenzende thermometers: droog, meet de temperatuur van de lucht, en bevochtigd, waarvan het reservoir is gewikkeld in doek (cambric) bevochtigd met gedestilleerd water. Om beide thermometers stroomt lucht. Door de verdamping van water uit de stof is de natteboltemperatuur meestal lager dan de drogeboltemperatuur. Hoe lager de relatieve luchtvochtigheid, hoe groter het verschil in temperatuurmetingen. Op basis van deze metingen wordt de relatieve vochtigheid bepaald aan de hand van speciale tabellen.

Haarhygrometer

meet de relatieve vochtigheid op basis van veranderingen in de lengte van een mensenhaar. Om natuurlijke vetten te verwijderen, wordt het haar eerst gedrenkt in ethylalcohol en vervolgens gewassen in gedestilleerd water. De lengte van het aldus bereide haar heeft een bijna logaritmische afhankelijkheid van relatieve vochtigheid in het bereik van 20 tot 100%. De tijd die het haar nodig heeft om te reageren op een verandering in vochtigheid hangt af van de luchttemperatuur (hoe lager de temperatuur, hoe langer het is). In een haarhygrometer, met een toename of afname van de lengte van het haar, beweegt een speciaal mechanisme de aanwijzer langs de schaal. Dergelijke hygrometers worden meestal gebruikt om de relatieve vochtigheid in ruimtes te meten.

Elektrolytische hygrometers.

Het gevoelige element van deze hygrometers is een plaat van glas of kunststof bedekt met koolstof of lithiumchloride, waarvan de weerstand varieert met de relatieve vochtigheid. Dergelijke elementen worden vaak gebruikt in instrumentensets voor meteorologische ballons. Wanneer de sonde door de wolk gaat, wordt het apparaat bevochtigd en zijn de meetwaarden gedurende een behoorlijk lange tijd vervormd (totdat de sonde zich buiten de wolk bevindt en het gevoelige element uitdroogt).

Instrumenten voor het meten van windsnelheid.

Kop windmeters.

Windsnelheid wordt meestal gemeten met behulp van een bekeranemometer. Deze inrichting bestaat uit drie of meer kegelvormige kommen, verticaal bevestigd aan de uiteinden van metalen staven, die zich radiaal symmetrisch uitstrekken vanaf een verticale as. De wind werkt met de grootste kracht op de concave oppervlakken van de cups en zorgt ervoor dat de as gaat draaien. Bij sommige typen bekeranemometers wordt het vrij draaien van de bekers verhinderd door een systeem van veren waarvan de grootte van de vervorming de windsnelheid bepaalt.

In vrij roterende bekeranemometers wordt de rotatiesnelheid, ruwweg evenredig met de windsnelheid, gemeten door een elektrische meter die aangeeft wanneer een bepaald volume lucht rond de windmeter is gestroomd. Het elektrische signaal omvat een lichtsignaal en een opnameapparaat bij het weerstation. Vaak is een bekeranemometer mechanisch gekoppeld aan een magneto en is de spanning of frequentie van de opgewekte elektrische stroom gerelateerd aan de windsnelheid.

Anemometer

met een molen draaitafel bestaat uit een drie-vier-bladige plastic schroef gemonteerd op een magnetische as. De schroef wordt met behulp van een windwijzer, waarbinnen een magneto is geplaatst, constant tegen de wind gericht. Informatie over de windrichting wordt via telemetriekanalen naar het observatiestation gestuurd. De elektrische stroom die door de magneto wordt opgewekt, varieert in directe verhouding tot de windsnelheid.

schaal van Beaufort.

Windsnelheid wordt visueel geschat door de impact op objecten rondom de waarnemer. In 1805 ontwikkelde Francis Beaufort, een matroos bij de Britse marine, een 12-puntsschaal om de kracht van de wind op zee te karakteriseren. In 1926 werden er schattingen van de windsnelheid op het land aan toegevoegd. In 1955, om onderscheid te maken tussen orkaanwinden verschillende sterkte, werd de schaal uitgebreid tot 17 punten. De moderne versie van de schaal van Beaufort (Tabel 6) maakt het mogelijk om de windsnelheid in te schatten zonder gebruik van instrumenten.

Tabel 6. Beaufortschaal voor bepaling windkracht

Tabel 6. BEAUFORT-SCHAAL VOOR HET BEPALEN VAN DE WINDKRACHT
Punten	Visuele tekens op het land	Windsnelheid, km/u	Termen die de kracht van de wind definiëren
0	Rustig; rook stijgt verticaal op	Minder dan 1.6	Kalm
1	De richting van de wind is waarneembaar door de afwijking van de rook, maar niet door de windwijzer	1,6–4,8	Stil
2	De wind wordt gevoeld door de huid van het gezicht; bladeren ritselen; gewone windwijzers draaien	6,4–11,2	Eenvoudig
3	Bladeren en kleine twijgen zijn constant in beweging; wuivende lichte vlaggen	12,8–19,2	Zwak
4	De wind doet stof en papier opwaaien; dunne takken zwaaien	20,8–28,8	Gematigd
5	De lommerrijke bomen zwaaien; rimpelingen verschijnen op het land	30,4–38,4	Vers
6	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	Sterk
7	Boomstammen zwaaien; moeilijk om tegen de wind in te gaan	51,2–60,8	Sterk
8	Boomtakken breken; bijna onmogelijk om tegen de wind in te gaan	62,4–73,6	Heel sterk
9	Kleine schade; de wind rukt rookkappen en dakpannen van de daken	75,2–86,4	Storm
10	Zelden op het droge. Bomen worden ontworteld. Aanzienlijke schade aan gebouwen	88,0–100,8	Zware storm
11	Het is zeer zeldzaam op het droge. Vergezeld van vernietiging over een groot gebied	102,4–115,2	Hevige storm
12	Sterke vernietiging (Scores 13-17 werden in 1955 toegevoegd door het US Weather Bureau en worden gebruikt in de Amerikaanse en Britse schalen)	116,8–131,2	Orkaan
13		132,8–147,2
14		148,8–164,8
15		166,4–182,4
16		184,0–200,0
17		201,6–217,6

Instrumenten voor het meten van neerslag.

Neerslag bestaat uit waterdeeltjes, zowel in vloeibare als vaste vorm, die vanuit de atmosfeer naar het aardoppervlak komen. Bij standaard niet-registrerende regenmeters wordt de opvangtrechter in de maatcilinder gestoken. De verhouding van het oppervlak van het bovenste deel van de trechter en de doorsnede van de maatcilinder is 10:1, d.w.z. 25 mm neerslag komt overeen met een merkteken van 250 mm in de cilinder.

Registratie van regenmeters - pluviografen - wegen automatisch opgevangen water of tellen hoe vaak een klein meetvat wordt gevuld met regenwater en automatisch geleegd.

Als er neerslag in de vorm van sneeuw wordt verwacht, worden de trechter en maatbeker verwijderd en wordt de sneeuw opgevangen in een neerslagemmer. Wanneer sneeuw gepaard gaat met matige of harde wind, komt de hoeveelheid sneeuw die het schip binnenkomt niet overeen met de werkelijke hoeveelheid neerslag. De hoogte van het sneeuwdek wordt bepaald door de dikte van de sneeuwlaag te meten binnen het gebied dat typisch is voor het gegeven gebied, en de gemiddelde waarde van ten minste drie metingen wordt genomen. Om het waterequivalent vast te stellen in gebieden waar de impact van sneeuwstormtransport minimaal is, wordt een cilinder ondergedompeld in de sneeuwmassa en wordt een sneeuwkolom uitgesneden, die wordt gesmolten of gewogen. De hoeveelheid neerslag die door een regenmeter wordt gemeten, is afhankelijk van de locatie. Luchtturbulentie, veroorzaakt door het instrument zelf of door obstakels eromheen, resulteert in een onderschatting van de hoeveelheid neerslag die de maatbeker binnenkomt. Daarom wordt de meter op een vlakke ondergrond geïnstalleerd, zo ver mogelijk van bomen en andere obstakels. Een beschermend scherm wordt gebruikt om het effect van wervelingen die door het instrument zelf worden veroorzaakt, te verminderen.

AEROLOGISCHE OBSERVATIES

Instrumenten voor het meten van de hoogte van wolken.

De eenvoudigste manier om de hoogte van een wolk te bepalen, is door te meten hoe lang het duurt voordat een kleine ballon die van het aardoppervlak wordt losgelaten, de basis van de wolk bereikt. De hoogte is gelijk aan het product van de gemiddelde hefsnelheid heteluchtballon tijdens de vlucht.

Een andere manier is om een ​​lichtvlek te observeren die is gevormd aan de basis van de wolk met een verticaal naar boven gerichte projectorstraal. Vanaf een afstand van ca. Op 300 m van het zoeklicht wordt de hoek tussen de richting naar deze plek en de zoeklichtstraal gemeten. Wolkenhoogte wordt berekend door middel van triangulatie, vergelijkbaar met hoe afstanden worden gemeten in topografische onderzoeken. Het voorgestelde systeem kan dag en nacht automatisch werken. Een fotocel wordt gebruikt om de lichtvlek aan de basis van de wolken waar te nemen.

De hoogte van de wolken wordt ook gemeten met behulp van radiogolven - pulsen van 0,86 cm lang die door een radar worden uitgezonden. De wolkenhoogte wordt bepaald door de tijd die een radiopuls nodig heeft om de wolk te bereiken en terug te keren. Omdat wolken gedeeltelijk transparant zijn voor radiogolven, wordt deze methode gebruikt om de hoogte van lagen in meerlaagse wolken te bepalen.

Meteorologische ballonnen.

Het eenvoudigste type meteorologische ballon - de zogenaamde. Een ballon is een kleine rubberen ballon gevuld met waterstof of helium. Door veranderingen in het azimut en de hoogte van de ballon optisch waar te nemen en ervan uit te gaan dat de stijgsnelheid constant is, is het mogelijk om de windsnelheid en -richting te berekenen als een functie van de hoogte boven het aardoppervlak. Voor nachtelijke waarnemingen is een kleine zaklamp op batterijen aan de bal bevestigd.

Een weersonde is een rubberen ballon met een radiozender, een thermistorthermometer, een aneroïde barometer en een elektrolytische hygrometer. De radiosonde stijgt met een snelheid van ca. 300 m/min tot een hoogte van ca. 30 kilometer. Terwijl u opstijgt, worden continu meetgegevens naar het lanceerstation verzonden. Een directionele ontvangstantenne op aarde volgt het azimut en de hoogte van de radiosonde, van waaruit de windsnelheid en -richting op verschillende hoogten worden berekend op dezelfde manier als voor observaties met pilootballonnen. Radiosondes en ballonnen worden twee keer per dag om 12.00 uur en middernacht GMT gelanceerd vanaf honderden locaties over de hele wereld.

Satellieten.

Voor dagfotografie van bewolking wordt de verlichting geleverd door zonlicht, terwijl de infraroodstraling die door alle lichamen wordt uitgezonden, het mogelijk maakt om zowel overdag als 's nachts te fotograferen met een speciale infraroodcamera. Met behulp van foto's in verschillende reeksen van infraroodstraling kunt u zelfs de temperatuur van afzonderlijke lagen van de atmosfeer berekenen. Satellietwaarnemingen hebben een hoge geplande resolutie, maar hun verticale resolutie is veel lager dan die van radiosondes.

Sommige satellieten, zoals de Amerikaanse TIROS, worden gelanceerd in een cirkelvormige polaire baan op een hoogte van ongeveer. 1000km. Omdat de aarde om haar as draait, is vanaf zo'n satelliet elk punt van het aardoppervlak meestal twee keer per dag zichtbaar.

Nog belangrijker zijn de zogenaamde. geostationaire satellieten die op een hoogte van ca. 36 duizend kilometer. Zo'n satelliet doet er 24 uur over om een ​​complete revolutie te maken. Omdat deze tijd gelijk is aan de lengte van de dag, blijft de satelliet boven hetzelfde punt op de evenaar en biedt hij constant zicht op het aardoppervlak. Zo kan een geostationaire satelliet herhaaldelijk hetzelfde gebied fotograferen en veranderingen in het weer vastleggen. Bovendien kunnen windsnelheden worden berekend uit de beweging van wolken.

Weerradars.

Het signaal dat door de radar wordt verzonden, wordt gereflecteerd door regen, sneeuw of temperatuurinversie, en dit gereflecteerde signaal komt bij het ontvangende apparaat aan. Wolken zijn meestal niet zichtbaar op een radarscherm omdat de druppeltjes die ze vormen te klein zijn om het radiosignaal effectief te reflecteren.

Halverwege de jaren negentig was de Amerikaanse National Weather Service opnieuw uitgerust met radars met Doppler-effect. In dergelijke installaties wordt voor het meten van de naderingssnelheid van reflecterende deeltjes naar de radar of van de radar verwijderd, het zogenaamde principe gebruikt. Doppler shift. Daarom kunnen deze radars worden gebruikt om de windsnelheid te meten. Ze zijn vooral handig voor het detecteren van tornado's, omdat de wind aan de ene kant van de tornado snel naar de radar snelt en aan de andere kant er snel vanaf beweegt. Moderne radars kunnen meteorologische objecten detecteren op een afstand van maximaal 225 km.



Geografie en klimaat

Bombay (Bombay)- een stad in het westen van India, het centrum van de staat Maharashtra. De naam Bombay was officieel tot 1995. Mumbai, vertaald uit de Maharati-taal, klinkt als "moeder". Het is de dichtstbevolkte stad van India.

Er zijn drie meren op het grondgebied van de stad: Tulsi, Povai en Vihar; de stad zelf ligt aan de monding van de rivier de Ulkhas.

Het reliëf van Mumbai is gevarieerd: mangrovemoerassen aan de grens, ongelijke kustlijn met baaien en talrijke beekjes. De bodem bij de zee is zanderig, op sommige plaatsen kleiachtig en alluviaal. Het grondgebied van Mumbai behoort tot seismisch gevaarlijke zones.

Je kunt Mumbai bereiken met het vliegtuig naar Chhatrapati Shivaji Airport, dat op 28 km van de stad ligt. Ontwikkeld spoorwegnet en busdienst.

Mumbai ligt in de subequatoriale zone. Hier zijn er twee klimatologische seizoenen: droog en nat. Droog duurt van december tot mei, de luchtvochtigheid is op dit moment matig. Januari en februari zijn de koudste maanden. Laagst gemeten temperatuur: +10 °C.

Het natte seizoen is van juni tot november. De sterkste moessons zijn van juni tot september. De gemiddelde temperatuur op dit moment is +30 °C. De beste tijd om Mumbai te bezoeken is van november tot februari.

meteoblue weerkaarten zijn gebaseerd op 30 jaar weermodellen die beschikbaar zijn voor elk punt op aarde. Ze bieden nuttige indicatoren van typische klimaatpatronen en verwachte weersomstandigheden(temperatuur, regenval, zonneschijn of wind). Meteorologische datamodellen hebben een ruimtelijke resolutie van ongeveer 30 km in diameter en vertegenwoordigen mogelijk niet alle lokale weersomstandigheden zoals onweersbuien, lokale winden of tornado's.

U kunt het klimaat van elk gebied bestuderen, zoals: Amazone regenwoud , West-Afrikaanse savannes , Sahara woestijn , Siberische toendra of Himalaya.

Historische gegevens per uur van 30 jaar met betrekking tot Bombay kunnen worden geactiveerd door een pakket te kopen geschiedenis+. U kunt CSV-bestanden downloaden voor weersparameters zoals temperatuur, wind, bewolking en neerslag ten opzichte van elk punt op de wereld. De laatste 2 weken aan weergegevens voor Bombay zijn beschikbaar voor een gratis evaluatie van het pakket.

Gemiddelde temperatuur en neerslag

Het "gemiddelde dagelijkse maximum" (rode lijn) toont de maximum temperatuur van een gemiddelde dag van elke maand voor Bombay. Evenzo geeft de "Minimum gemiddelde dagelijkse temperatuur" (ononderbroken blauwe lijn) de minimale gemiddelde temperatuur aan. Warme dagen en koude nachten (De gestippelde rode en blauwe lijnen geven de gemiddelde temperatuur aan op de warmste dag en koudste nacht van elke maand gedurende 30 jaar. Bij het plannen van uw vakantie zult u zich bewust zijn van de gemiddelde temperatuur en voorbereid zijn op zowel de heetste als de koudste nacht van elke maand. de koudste nachten koude dagen De standaardinstellingen bevatten geen windsnelheidsmetingen, maar u kunt deze optie inschakelen met de knop op de grafiek.

De neerslagkaart is handig voor seizoensfluctuaties, zoals: moessonklimaat in India of natte periode in afrika.

Bewolkte, zonnige en regenachtige dagen

De grafiek geeft het aantal zonnige, gedeeltelijk bewolkte en mistige dagen weer, evenals dagen met neerslag. Dagen waarop de wolkenlaag niet meer dan 20% bedraagt, worden als zonnig beschouwd; 20-80% van de bedekking wordt als gedeeltelijk bewolkt beschouwd en meer dan 80% als bewolkt. Terwijl in Reykjavik, de hoofdstad van IJsland weer overwegend bewolkt Sossusvlei in de Namib-woestijn is een van de zonnigste plekken op aarde.

Let op: In landen met een tropisch klimaat, zoals Maleisië of Indonesië, kan de voorspelling voor het aantal dagen neerslag worden verdubbeld.

Maximale temperaturen

De maximum temperatuur grafiek voor Bombay laat zien op hoeveel dagen per maand een bepaalde temperatuur wordt bereikt. In Dubaï, een van de heetste steden ter wereld, daalt in juli bijna nooit onder de 40°C. U kunt ook het diagram zien: koude winters in Moskou, waaruit blijkt dat slechts enkele dagen in de maand de maximumtemperatuur amper -10°C bereikt.

Neerslag

De neerslaggrafiek voor Bombay geeft aan op hoeveel dagen in een maand een bepaalde hoeveelheid neerslag valt. In gebieden met een tropisch of moessonklimaat kunnen de regenvoorspellingen worden onderschat.

Windsnelheid

De kaart voor Bombay geeft die dagen in een maand aan waarop de windsnelheid een bepaalde waarde bereikt. Een interessant voorbeeld is Tibetaans Plateau, waar de moessons lange, krachtige winden produceren van december tot april en kalme luchtstromen van juni tot oktober.

Windsnelheidseenheden kunnen worden gewijzigd in het voorkeurengedeelte (rechterbovenhoek).

wind roos

De windroos voor Bombay toont hoeveel uur per jaar de wind vanuit de aangegeven richting waait. Een voorbeeld is een zuidwestenwind: De wind waait vanuit het zuidwesten (ZW) naar het noordoosten (NO). Kaap Hoorn, het zuidelijkste punt in Zuid-Amerika, heeft een karakteristieke krachtige westelijke wind, wat de doorgang van oost naar west enorm belemmert, vooral voor zeilschepen.

algemene informatie

Meteoblue verzamelt sinds 2007 modelmeteogegevens in zijn archief. In 2014 begonnen we weermodellen te vergelijken met historische gegevens sinds 1985, waardoor we 30 jaar wereldwijde archiefgegevens met uurlijkse weergegevens hebben verwerkt en verkregen. Weerkaarten zijn de eerste gesimuleerde weergegevens die op internet beschikbaar zijn. Onze meteorologische datageschiedenis omvat data van over de hele wereld voor elke tijdsperiode, ongeacht de beschikbaarheid van meteorologische stations.

De gegevens zijn afgeleid van ons wereldwijde NEMS-weermodel over een diameter van ongeveer 30 km. Daarom kunnen ze kleine lokale weersomstandigheden zoals thermische koepels, koude luchtstromen, onweersbuien en tornado's niet reproduceren. Voor locaties en evenementen die een hoge mate van nauwkeurigheid vereisen (zoals energieopwekking, verzekeringen, enz.) bieden we modellen met een hoge resolutie met weergegevens per uur.

Vergunning

Deze gegevens mogen worden gebruikt onder de Naamsvermelding + Niet-commerciële (BY-NC) Creative Community-licentie. Elke vorm is illegaal.