Kondenzácia je zmena v kovokácii látky z plynnej na kvapalnú alebo pevnú. Ale čo je to kondenzácia v mastabe planéty?

Atmosféra planéty Zem v každom danom čase obsahuje viac ako 13 miliárd ton vlhkosti. Toto číslo je takmer konštantné, pretože straty spôsobené zrážkami sa nakoniec neustále dopĺňajú vyparovaním.

Rýchlosť cirkulácie vlhkosti v atmosfére

Rýchlosť cirkulácie vlhkosti v atmosfére sa odhaduje na kolosálne číslo - asi 16 miliónov ton za sekundu alebo 505 miliárd ton ročne. Ak by zrazu všetka vodná para v atmosfére skondenzovala a vypadla vo forme zrážok, potom by táto voda mohla pokryť celý povrch zemegule vrstvou asi 2,5 centimetra, inými slovami, atmosféra obsahuje množstvo ekvivalentnej vlhkosti. len 2,5 centimetra zrážok.

Ako dlho je molekula pary v atmosfére?

Keďže na Zemi spadne v priemere 92 centimetrov za rok, vlhkosť v atmosfére sa teda obnoví 36-krát, čiže 36-krát sa atmosféra nasýti vlhkosťou a zbaví sa jej. To znamená, že molekula vodnej pary zostane v atmosfére priemerne 10 dní.

Cesta molekuly vody


Po odparení sa molekula vodnej pary zvyčajne unáša stovky a tisíce kilometrov, kým kondenzuje a nevyzráža sa na Zemi. Voda, sneh alebo krúpy vo výškach západnej Európy prekonávajú približne 3000 km od severného Atlantiku. Medzi premenou kvapalnej vody na paru a zrážkami na Zemi prebieha niekoľko fyzikálnych procesov.

Z teplého povrchu Atlantiku sa molekuly vody dostávajú do teplého vlhkého vzduchu, ktorý následne stúpa nad chladnejší (hustejší) a suchší vzduch, ktorý ho obklopuje.

Ak je v tomto prípade pozorované silné turbulentné miešanie vzdušných hmôt, potom sa v atmosfére objaví zmiešavacia vrstva a oblaky na hranici dvoch vzdušných hmôt. Asi 5% ich objemu tvorí vlhkosť. Vzduch nasýtený parou je vždy ľahší, po prvé preto, že sa ohrieva a vychádza z teplého povrchu, a po druhé preto, že 1 kubický meter čistej pary je asi o 2/5 ľahší ako 1 kubický meter čistého suchého vzduchu pri rovnakej teplote a tlak. Z toho vyplýva, že vlhký vzduch je ľahší ako suchý a ešte teplejší a vlhší. Ako uvidíme neskôr, ide o veľmi dôležitý fakt pre procesy zmeny počasia.

Pohybujúce sa vzdušné masy

Vzduch môže stúpať z dvoch dôvodov: buď preto, že sa stáva ľahším v dôsledku zahrievania a zvlhčovania, alebo preto, že naň pôsobia sily, ktoré spôsobujú, že stúpa nad určité prekážky, napríklad cez masy chladnejšieho a hustejšieho vzduchu alebo cez kopce a hory.

Chladenie

Stúpajúci vzduch, padajúci do vrstiev s nižším atmosférickým tlakom, je nútený expandovať a zároveň sa ochladzovať. Expanzia vyžaduje vynaloženie kinetickej energie, ktorá sa odoberá na úkor tepelnej a potenciálnej energie atmosférického vzduchu a tento proces nevyhnutne vedie k poklesu teploty. Rýchlosť ochladzovania stúpajúcej časti vzduchu sa často mení, ak je táto časť zmiešaná s okolitým vzduchom.

Suchý adiabatický gradient

Suchý vzduch, v ktorom nedochádza ku kondenzácii ani k vyparovaniu, ani k miešaniu, nedostáva energiu v inej forme, je ochladzovaný alebo ohrievaný konštantnou rýchlosťou (o 1 °C na 100 metrov) pri stúpaní alebo klesaní. Táto hodnota sa nazýva suchý adiabatický gradient. Ale ak je stúpajúca vzduchová hmota vlhká a dochádza v nej ku kondenzácii, tak sa latentné kondenzačné teplo uvoľní a teplota vzduchu nasýteného parou klesá oveľa pomalšie.

Mokrý adiabatický gradient

Toto množstvo zmeny teploty sa nazýva mokro-adiabatický gradient. Nie je konštantná, ale mení sa so zmenou hodnoty uvoľneného latentného tepla, inými slovami, závisí od množstva skondenzovanej pary. Množstvo pary závisí od toho, ako veľmi klesne teplota vzduchu. V nižších vrstvách atmosféry, kde je vzduch teplý a vysoká vlhkosť, je vlhko-adiabatický gradient o niečo viac ako polovica sucho-adiabatického gradientu. Ale mokro-adiabatický gradient sa postupne zvyšuje s výškou a vo veľmi vysokej nadmorskej výške v troposfére sa prakticky rovná sucho-adiabatickému gradientu.

Vztlak pohybujúceho sa vzduchu je určený vzťahom medzi jeho teplotou a teplotou okolitého vzduchu. V reálnej atmosfére spravidla teplota vzduchu klesá nerovnomerne s nadmorskou výškou (táto zmena sa jednoducho nazýva gradient).

Ak je hmota vzduchu teplejšia, a teda menej hustá ako okolitý vzduch (a obsah vlhkosti je konštantný), potom stúpa hore rovnakým spôsobom ako detská lopta ponorená v nádrži. Naopak, keď je pohybujúci sa vzduch chladnejší ako okolitý vzduch, potom je jeho hustota vyššia a klesá. Ak má vzduch rovnakú teplotu ako susedné hmoty, ich hustota je rovnaká a hmota zostáva nehybná alebo sa pohybuje len spolu s okolitým vzduchom.

V atmosfére teda prebiehajú dva procesy, z ktorých jeden prispieva k rozvoju vertikálneho pohybu vzduchu a druhý ho spomaľuje.

Ak nájdete chybu, vyberte časť textu a stlačte Ctrl + Enter.

Pri odpovedi na otázku, čo je vzduchová hmota, môžeme povedať, že je to ľudský biotop. Každý deň to dýchame, vidíme, cítime. Bez okolitého vzduchu by ľudstvo nebolo schopné viesť svoj život.

Úloha tokov v prírodnom cykle

Čo je vzduchová hmotnosť? Prináša meniace sa poveternostné podmienky. V dôsledku prirodzeného pohybu prostredia sa zrážky presúvajú tisíce kilometrov po celej zemeguli. Sneh a dážď, chlad a teplo prichádzajú podľa zavedených vzorcov. Vedci môžu predpovedať zmenu klímy hlbším ponorením sa do modelov prírodných katastrof.

Pokúsme sa odpovedať na otázku: čo je vzduchová hmota? Medzi jej pozoruhodné príklady patria nepretržite sa pohybujúce cyklóny. Prichádza s nimi otepľovanie či ochladzovanie. Pohybujú sa s konštantným vzorom, ale v zriedkavých prípadoch sa odchyľujú od svojej obvyklej trajektórie. V dôsledku takýchto porúch sa v prírode vyskytujú kataklizmy.

Takže v púšti padá sneh z cyklónov rôznych teplôt alebo sa tvoria tornáda a hurikány. To všetko súvisí s odpoveďou na otázku: čo je vzduchová hmota? Závisí od jeho stavu, aké bude počasie, nasýtenie vzduchu kyslíkom či vlhkosťou.

Zmena tepla a chladu: príčiny

Vzduchové hmoty sú hlavným prispievateľom k formovaniu klímy na Zemi. Zohrievanie vrstiev atmosféry je spôsobené energiou prijatou zo slnka. V dôsledku zmien teploty sa mení hustota vzduchu. Zriedkavejšie oblasti sú vyplnené hustými objemami.

Vzduchové hmoty sú súborom rôznych stavov plynných vrstiev atmosféry v závislosti od redistribúcie tepla v dôsledku zmeny dňa a noci. V tme sa vzduch ochladzuje, objavuje sa vietor, ktorý prechádza z hustejších vrstiev do redších. Sila prúdenia závisí od rýchlosti poklesu teploty, terénu, vlhkosti.

Pohyb hmôt je ovplyvnený horizontálnymi aj vertikálnymi poklesmi teploty. Zem počas dňa prijíma teplo zo slnka a večer ho začína odovzdávať nižšej atmosfére. Tento proces pokračuje celú noc a ráno sa vodná para koncentruje vo vzduchu. To spôsobuje zrážky: rosa, dážď, hmla.

Aké sú plynné stavy?

Charakteristikou vzdušných hmôt je kvantitatívna veličina, pomocou ktorej je možné popísať určité stavy plynných vrstiev a dať im hodnotenie.

Existujú tri hlavné indikátory troposférických vrstiev:

  • Teplota poskytuje informácie o pôvode výtlaku hmoty.
  • Vlhkosť, zvýšená na miestach nachádzajúcich sa v blízkosti morí, jazier a riek.
  • Transparentnosť sa určuje navonok. Tento parameter ovplyvňujú častice prachu suspendované vo vzduchu.

Rozlišujú sa tieto typy vzdušných hmôt:

  • Tropické - pohyb smerom k miernym zemepisným šírkam.
  • Arktída - studené masy, pohybujúce sa smerom k teplým zemepisným šírkam zo severnej časti planéty.
  • Antarktída - studená, pohybujúca sa od južného pólu.
  • Miernite, naopak, teplé vzduchové masy a presúvajte sa k studeným pólom.
  • Rovníkové - najteplejšie, rozchádzajú sa v oblastiach s nižšími teplotami.

Podtypy

Keď sa vzduchové masy pohybujú, transformujú sa z jedného geografického typu na druhý. Existujú podtypy: kontinentálne, morské. V súlade s tým prvé prevládajú na pevnine, druhé prinášajú vlhkosť z rozsiahlych morí a oceánov. Pokles teploty pre takéto masy je pravidelný v závislosti od ročného obdobia: v lete sú vetry z pevniny oveľa teplejšie av zime vetry na mori.

Všade prevládajú vzdušné masy, ktoré neustále prevládajú v dôsledku zavedených zákonov. Určujú počasie v danej oblasti a v dôsledku toho to vedie k rozdielom vo flóre a faune. V poslednom čase sa premena vzdušných hmôt vplyvom ľudského života výrazne zmenila.

Premena vzdušných hmôt je výraznejšia na pobrežiach, kde sa stretávajú prúdy z pevniny a mora. V niektorých oblastiach vietor neutícha ani na sekundu. Najčastejšie je suchý a dlho nemení smer.

Ako prebieha premena potokov v prírode?

Vzduchové hmoty sa za určitých podmienok stávajú viditeľnými. Mraky, mraky, hmla sú príklady takýchto javov. Môžu byť umiestnené tak v nadmorskej výške tisícok kilometrov, ako aj priamo nad zemou. Posledné z nich sa tvoria, keď teplota okolia prudko klesne z vysokej vlhkosti.

Slnko hrá dôležitú úlohu v nekonečnom procese pohybu vzdušných hmôt. Zmena dňa a noci vedie k tomu, že prúdy prúdia nahor a dvíhajú so sebou častice vody. Vysoko na oblohe sa skryštalizujú a začnú padať. V letnej sezóne, keď je dostatočne teplo, sa ľad má čas roztopiť za letu, takže zrážky sa pozorujú hlavne vo forme dažďa.

A v zime, keď nad zemou prechádzajú studené potoky, začína snežiť alebo dokonca krupobitie. Preto v oblastiach rovníkových a tropických zemepisných šírok teplý vzduch narovnáva kryštály. V regiónoch severných regiónov sa tieto zrážky vyskytujú takmer každý deň. Studené prúdy sa ohrievajú od zohriateho zemského povrchu, slnečné lúče prechádzajú vrstvami vzduchu. Ale teplo vydávané v noci sa stáva príčinou tvorby mrakov, rannej rosy, hmly.

Ako spoznáte zmenu počasia na základe určitých znakov?

Dokonca aj v minulosti sa naučili predpovedať zrážky podľa zjavných znakov:

  • Slabo viditeľné do diaľky alebo biele oblasti v tvare lúča.
  • Prudký nárast vetra naznačuje približovanie sa studených más. Môže pršať, snežiť.
  • Oblačnosť sa vždy zhromažďuje v oblastiach nízkeho tlaku. Existuje istý spôsob, ako definovať túto oblasť. Aby ste to urobili, musíte sa otočiť chrbtom k prúdu a pozrieť sa trochu doľava od horizontu. Ak sú húštiny, je to jasný znak nepriaznivého počasia. Nenechajte sa zmiasť: mraky na pravej strane nie sú znakom zhoršenia poveternostných podmienok.
  • Vzhľad belavého rubáša, keď sa slnko začne zahmlievať.

Keď prejde chladná oblasť, vietor ustúpi. Teplejšie prúdy vypĺňajú vzniknuté vákuum a po daždi sa často stáva dusno.

Pohyb vzduchu

Všetok zemský vzduch nepretržite cirkuluje medzi rovníkom a pólmi. Vzduch ohriaty na rovníku stúpa nahor, rozdelí sa na dve časti, jedna časť sa začne presúvať na severný pól, druhá časť na južný pól. Po dosiahnutí pólov sa vzduch ochladí. Na póloch sa krúti a ide dole.

Obrázok 1. Princíp vírenia vzduchu

Ukazuje sa, že dva obrovské víry, z ktorých každý pokrýva celú hemisféru, stredy týchto vírov sú na póloch.
Po zostupe na póloch sa vzduch začne pohybovať späť k rovníku, na rovníku ohriaty vzduch stúpa nahor. Potom sa opäť presunie k pólom.
V nižších vrstvách atmosféry je pohyb o niečo komplikovanejší. V spodných vrstvách atmosféry sa vzduch od rovníka ako zvyčajne začína presúvať k pólom, no na 30. rovnobežke klesá. Jedna jeho časť sa vracia k rovníku, kde opäť stúpa, zatiaľ čo druhá časť, ktorá klesla na 30. rovnobežke, pokračuje v pohybe k pólom.

Obrázok 2. Pohyb vzduchu severnej pologule

Koncept vetra

Vietor - pohyb vzduchu vzhľadom k zemskému povrchu (horizontálna zložka tohto pohybu), niekedy hovoria o vzostupnom alebo zostupnom vetre s prihliadnutím na jeho vertikálnu zložku.

Rýchlosť vetra

Hodnotenie rýchlosti vetra v bodoch, tzv Beaufortova stupnica, podľa ktorého je celý interval možných rýchlostí vetra rozdelený do 12 stupňov. Táto stupnica spája silu vetra s jeho rôznymi účinkami, ako je miera drsnosti mora, kývanie konárov a stromov, šírenie dymu z komínov atď. Každá gradácia na Beaufortovej stupnici má špecifický názov. Takže nula Beaufortovej stupnice zodpovedá pokoju, t.j. úplná absencia vetra. Vietor o sile 4 bodov sa podľa Beauforta nazýva mierny a zodpovedá rýchlosti 5–7 m / s; 7 bodov - silný, s rýchlosťou 12-15 m / s; 9 bodov - búrka, s rýchlosťou 18-21 m / s; nakoniec vietor 12 bodov podľa Beauforta je už hurikán s rýchlosť nad 29 m/s . V blízkosti zemského povrchu je najčastejšie potrebné vysporiadať sa s vetrom, ktorého rýchlosti sú rádovo 4-8 m / s a ​​zriedka presahujú 12-15 m / s. Ale napriek tomu v búrkach a hurikánoch miernych zemepisných šírok rýchlosť môže prekročiť 30 m / s av niektorých nárazoch až 60 m / s V tropických hurikánoch rýchlosť vetra dosahuje až 65 m / s a ​​jednotlivé nárazy - až 100 m / s V malých víroch ( tornáda, zrazeniny), sú možné rýchlosti vyššie ako 100 m/s. V takzvaných tryskových prúdoch v hornej troposfére a spodnej stratosfére môže priemerná rýchlosť vetra za dlhý čas a na veľkej ploche dosiahnuť 70-100 m / s . Rýchlosť vetra v blízkosti zemského povrchu je meraná anemometrami rôznych prevedení. Prístroje na meranie vetra na pozemných staniciach sú inštalované vo výške 10–15 m nad zemským povrchom.

Tabuľka 1. SILA VETRA.
Beaufortova stupnica na určenie sily vetra
Body Vizuálne značky na zemi Rýchlosť vetra, km/h Pojmy definujúce silu vetra
Pokojne; dym stúpa vertikálne Menej ako 1,6 Pokojne
Smer vetra je badateľný podľa odklonu dymu, nie však podľa korouhvičky 1,6–4,8 Ticho
Vietor cíti pokožka tváre; lístie šuští; obyčajné korouhvičky sa otáčajú 6,4–11,2 Svetlo
Listy a malé vetvičky sú v neustálom pohybe; mávanie svetelných vlajok 12,8–19,2 slabý
Vietor dvíha prach a papier; kývajúce tenké konáre 20,8–28,8 Mierne
Listnaté stromy sa hojdajú; na suchozemských rybníkoch sa objavujú vlnky 30,4–38,4 Čerstvé
Hrubé konáre sa hojdajú; v elektrických drôtoch je počuť hvizd vetra; ťažké držať dáždnik 40,0–49,6 Silný
Kmene stromov sa hojdajú; je ťažké ísť proti vetru 51,2–60,8 Silný
Vetvy stromov sa zlomia; takmer nemožné ísť proti vetru 62,4–73,6 Veľmi silný
Menšie poškodenie; vietor odfukuje dymové kukly a šindle zo striech 75,2–86,4 Búrka
Na súši je zriedkavý. Stromy sú vyvrátené koreňmi. Značné škody na budovách 88,0–100,8 Silná búrka
Na súši je veľmi vzácny. Sprevádzané ničením na veľkom území 102,4–115,2 Brutálna búrka
Ťažká deštrukcia (Skóre 13-17 pridal americký meteorologický úrad v roku 1955 a použil sa na stupniciach USA a Spojeného kráľovstva) 116,8–131,2 Hurikán
132,8–147,2
148,8–164,8
166,4–182,4
184,0–200,0
201,6–217,6

Smer vetra

Smer vetra označuje smer, z ktorého fúka. Tento smer môžete naznačiť pomenovaním buď bodu na horizonte, z ktorého vietor fúka, alebo uhla, ktorý zviera smer vetra s poludníkom miesta, t.j. jeho azimut. V prvom prípade sa rozlišuje osem základných bodov horizontu: sever, severovýchod, východ, juhovýchod, juh, juhozápad, západ, severozápad. A osem medziľahlých bodov medzi nimi: sever-severovýchod, východ-severovýchod, východ-juhovýchod, juh-juhovýchod, juh-juho-západ, západ-juho-západ, západ-severozápad, sever-severozápad. Šestnásť bodov označujúcich smer, z ktorého vietor fúka, je skrátených:

Tabuľka 2. SKRÁTENÉ OZNAČENIA RUMBOV
S N V E NS S W
CCB NNE SEV ESE Juhozápad SSW ZSZ Wnw
CB NE SE SE SW SW SZ NW
BCB ENE SE SSE ZYUZ WSW CVD NNW
S - sever, V - východ, S - juh, Z - západ

Cirkulácia atmosféry

Cirkulácia atmosféry - meteorologické pozorovania stavu vzduchového obalu zeme - atmosféry - ukazujú, že vôbec nie je v pokoji: pomocou veternej korouhvičky a anemometrov neustále pozorujeme vo forme vetra presun vzdušných hmôt z z jedného miesta na druhé. Štúdium vetrov v rôznych oblastiach zemegule ukázalo, že pohyby atmosféry v tých nižších vrstvách, ktoré sú prístupné nášmu pozorovaniu, majú veľmi odlišný charakter. Sú oblasti, kde veterné javy, podobne ako iné vlastnosti počasia, majú veľmi jasne vyjadrený charakter stability, známej snahy o stálosť. V iných oblastiach vetry menia svoj charakter tak rýchlo a často, ich smer a sila sa menia tak náhle a náhle, akoby v ich rýchlych zmenách neexistovala žiadna legitimita. Zavedením synoptickej metódy na štúdium neperiodických zmien počasia si však bolo možné všimnúť určitú súvislosť medzi rozložením tlaku a pohybom vzdušných hmôt; ďalšie teoretické štúdie Ferrela, Guldberga a Mona, Helmholtza, Bezolda, Oberbecka, Sprunga, Wernera Siemensa a ďalších meteorológov vysvetlili, kde a ako vzdušné prúdy vznikajú a ako sú rozložené po zemskom povrchu a v hmote atmosféry. Starostlivé štúdium meteorologických máp zobrazujúcich stav spodnej vrstvy atmosféry - počasie na samom povrchu zeme ukázalo, že atmosférický tlak je po zemskom povrchu rozložený dosť nerovnomerne, zvyčajne vo forme oblastí s nižšou, resp. vyšší tlak ako v okolí; podľa sústavy v nich vznikajúcich vetrov predstavujú tieto oblasti skutočné atmosférické víry. Oblasti zníženého tlaku sa zvyčajne nazývajú barometrické minimá, barometrické depresie alebo cyklóny; oblasti zvýšeného tlaku sa nazývajú barometrické výšky alebo anticyklóny. Všetko počasie v nimi obsadenej oblasti úzko súvisí s týmito oblasťami, ktoré sa výrazne líši pre oblasti nízkeho tlaku od počasia v oblastiach relatívne vysokého tlaku. Uvedené oblasti pri pohybe po zemskom povrchu nesú so sebou charakteristické, inherentné počasie a svojimi pohybmi spôsobujú jeho neperiodické zmeny. Ďalšie štúdium týchto a iných oblastí viedlo k záveru, že tieto typy rozloženia atmosférického tlaku môžu mať ešte rôzny charakter z hľadiska ich schopnosti udržať si svoju existenciu a meniť svoju polohu na zemskom povrchu, líšia sa veľmi odlišnou stabilitou: barometrické minimá a maximá, dočasné a trvalé. Zatiaľ čo prvé - víry - sú dočasné a nevykazujú dostatočnú stabilitu a viac-menej rýchlo menia svoje miesto na zemskom povrchu, niekedy sa zväčšujú, potom zoslabujú a nakoniec sa v relatívne krátkych časových úsekoch úplne rozpadajú, oblasti konštantných maxím. a minimá sú extrémne stabilné a držia veľmi dlho, bez výraznejších zmien, na tom istom mieste. Samozrejme, stálosť počasia a povaha prúdenia vzduchu v nimi obsadzovanej oblasti úzko súvisí s odlišnou stabilitou týchto oblastí: stále, stabilné počasie a určitý, nemenný systém vetrov, ktoré zostanú na mieste ich existencia počas mesiacov bude zodpovedať konštantným maximám a minimám; dočasné víry svojimi rýchlymi, neustálymi pohybmi a zmenami spôsobujú extrémne premenlivé počasie a pre daný región veľmi nestabilný systém vetrov. Atmosférické pohyby sú teda v spodnej vrstve atmosféry pri zemskom povrchu veľmi rôznorodé a zložité a navyše nie vždy a nie vždy majú dostatočnú stabilitu, najmä v tých oblastiach, kde prevládajú víry dočasného charakteru. Aké budú pohyby vzdušných más v o niečo vyšších vrstvách atmosféry, bežné pozorovania nič nehovoria; len pozorovania pohybov oblakov umožňujú myslieť si, že tam sú v určitej výške nad zemským povrchom všetky pohyby vzdušných hmôt vo všeobecnosti akési zjednodušené, majú jednoznačnejší a jednotnejší charakter. Medzitým nechýbajú fakty poukazujúce na obrovský vplyv vysokých vrstiev atmosféry na počasie v tých nižších: stačí napríklad uviesť, že smer pohybu dočasných vírov je zjavne v priamom smere. závislosť od pohybu vysokých vrstiev atmosféry. Preto ešte predtým, ako veda začala disponovať dostatočným množstvom faktov na vyriešenie problému pohybov vysokých vrstiev atmosféry, existovali už niektoré teórie, ktoré sa snažili skombinovať všetky jednotlivé pozorovania pohybov nižších vrstiev atmosféry. vrstvy vzduchu a vytvárajú všeobecnú schému centrálnej atmosféry; taká bola napríklad teória atmosféry atmosféry, ktorú podal Mori. Kým sa však nezozbieralo dostatočné množstvo faktov, kým sa úplne neobjasnil vzťah medzi tlakom vzduchu v týchto bodoch a jeho pohybmi, dovtedy takéto teórie založené skôr na hypotézach ako na skutočných údajoch nemohli poskytnúť skutočnú predstavu o ​​\ u200b \ u200bčo sa v skutočnosti môže a deje v atmosfére. Až do konca minulého XIX storočia. nazhromaždilo sa na to dostatok faktov a dynamika atmosféry sa rozvinula do takej miery, že bolo možné poskytnúť skutočný, a nie veštecký obraz atmosféry atmosféry. Česť vyriešiť problém všeobecnej cirkulácie vzdušných hmôt v atmosfére patrí americkému meteorológovi William Ferrell- riešenie také všeobecné, úplné a správne, že všetci neskorší bádatelia v tejto oblasti iba dopracovali detaily alebo urobili ďalšie dodatky k základným myšlienkam Ferrela. Hlavným dôvodom všetkých pohybov v atmosfére je nerovnomerné zahrievanie rôznych bodov na zemskom povrchu slnečnými lúčmi. Nepodobnosť ohrevu má za následok vznik tlakového rozdielu v rozdielne vyhrievaných bodoch; a výsledkom tlakového rozdielu bude vždy a vždy pohyb vzdušných hmôt z miest vyššieho tlaku do miest nižšieho tlaku. Preto by sa v dôsledku silného zahrievania rovníkových šírok a veľmi nízkej teploty polárnych krajín na oboch pologuliach mal dať do pohybu vzduch susediaci so zemským povrchom. Ak podľa dostupných pozorovaní vypočítame priemerné teploty rôznych zemepisných šírok, potom bude rovník v priemere o 45 ° teplejší ako póly. Na určenie smeru pohybu je potrebné sledovať rozloženie tlaku na zemskom povrchu a v hmote atmosféry. Aby sa vylúčilo nerovnomerné rozloženie pôdy a vody na zemskom povrchu, čo značne komplikuje všetky výpočty, Ferrel predpokladal, že zem aj voda sú rovnomerne rozložené pozdĺž rovnobežiek, a vypočítal priemerné teploty rôznych rovnobežiek, teda pokles teploty. ako stúpa do určitej výšky nad zemským povrchom a tlak na dne; a potom z týchto údajov už vypočítal tlak v niektorých iných výškach. Nasledujúca malá tabuľka predstavuje výsledok Ferrelových výpočtov a uvádza priemerné rozloženie tlaku v zemepisných šírkach na zemskom povrchu a vo výškach 2000 a 4000 m.

Tabuľka 3. ROZDELENIE TLAKU NA ZEME A VO VÝŠKÁCH 2000 A 4000 M
Priemerný tlak na severnej pologuli
Zemepisná šírka: 80 ○ 70 ○ 60 ○ 50 ○ 40 ○ 30 ○ 20 ○ 10 ○
Na hladine mora 760,5 758,7 758,7 760,07 762,0 761,7 759,2 757,9
V nadmorskej výške 2000 m 582,0 583,6 587,6 593,0 598,0 600,9 600,9 600,9
V nadmorskej výške 4000 m 445,2 446,6 451,9 457,0 463,6 468,3 469,9 470,7
Priemerný tlak na južnej pologuli
Zemepisná šírka: (rovník) 10 ○ 20 ○ 30 ○ 40 ○ 50 ○ 60 ○ 70 ○
Na hladine mora 758,0 759,1 761,7 763,5 760,5 753,2 743,4 738,0
V nadmorskej výške 2000 m 601,1 601,6 602,7 602,2 597,1 588,0 577,0 569,9
V nadmorskej výške 4000 m 471,0 471,1 471,1 469,3 463,1 453,7 443,9 437,2

Ak necháme bokom zatiaľ najnižšiu vrstvu atmosféry, kde je rozloženie teploty, tlaku, ale aj prúdov veľmi nerovnomerné, tak v určitej výške, ako vidno z platne, vplyvom stúpavého prúdu tzv. ohriateho vzduchu pri rovníku, nájdeme nad týmto posledným zvýšeným tlakom, rovnomerne klesajúcim smerom k pólom a tu dosahujúcim svoju najmenšiu hodnotu. Pri takomto rozložení tlaku v týchto výškach nad zemským povrchom by malo vzniknúť ohromné ​​prúdenie, ktoré by pokrývalo celú pologuľu a unášalo masy teplého, zohriateho vzduchu stúpajúceho blízko rovníka do centier nízkeho tlaku – k pólom. Ak zoberieme do úvahy aj vychyľovacie pôsobenie odstredivej sily vznikajúcej pri každodennej rotácii Zeme okolo svojej osi, ktorá by každé pohybujúce sa teleso mala na severných pologuliach vychýliť z pôvodného smeru doprava, na južných doľava , potom v uvažovaných výškach na každej pologuli sa vytvorené prúdenie zjavne zmení na , na obrovský vír, nesúci vzduchové hmoty v smere od juhozápadu na severovýchod na severe, od severozápadu na juhovýchod na južnej pologuli.

Pozorovania pohybu cirrusových oblakov a iné potvrdzujú tieto teoretické závery. Keď sa kruhy zemepisných šírok zužujú, keď sa približujú k pólom, rýchlosť pohybu vzdušných hmôt v týchto víroch sa zvýši, ale až po určitú hranicu; potom sa stáva trvalejším. V blízkosti pólu musia prúdiace vzduchové hmoty klesať, ustupovať novo prúdiacemu vzduchu, vytvárať klesajúci prúd a potom musia prúdiť nadol späť k rovníku. Medzi oboma prúdmi by mala byť v určitej výške neutrálna vrstva vzduchu v pokoji. Dole však takýto správny presun vzduchových hmôt z pólov na rovník nie je pozorovaný: predchádzajúca tabuľka ukazuje, že v spodnej vzduchovej vrstve bude atmosférický tlak najvyšší dole, nie na póloch, ako mal byť. so správnym rozložením zodpovedajúcim hornému. Najvyšší tlak v spodnej vrstve klesá v zemepisnej šírke asi 30 ° -35 ° v oboch hemisférach; teda z týchto centier zvýšeného tlaku budú spodné prúdy smerovať k pólom aj k rovníku, čím sa vytvoria dva samostatné systémy vetrov. Dôvod tohto javu, ktorý teoreticky vysvetlil aj Ferrell, je nasledovný. Ukazuje sa, že v určitej výške nad zemským povrchom v závislosti od zmeny zemepisnej šírky miesta, veľkosti gradientu a koeficientu trenia môže meridionálna zložka rýchlosti vzdušných hmôt klesnúť až k 0. je presne to, čo sa deje v zemepisných šírkach cca. 30 ° -35 °: tu v určitej nadmorskej výške nielenže nedochádza k pohybu vzduchu smerom k pólom, ale dokonca v dôsledku jeho nepretržitého prílevu od rovníka a od pólov dochádza k jeho akumulácii, čo vedie k zvýšeniu tlaku v týchto zemepisných šírkach nižšie... Na samom povrchu Zeme na každej pologuli, ako už bolo spomenuté, vznikajú dva systémy prúdov: od 30° k pólom vane vetry smerujúce v priemere od juhozápadu na severovýchod na severe, od severozápadu k pólom. juhovýchod na južnej pologuli; vetry fúkajú od 30° k rovníku zo SV na JZ na severnej, z JV na SZ na južnej pologuli. Tieto dva posledné systémy vetrov, vanúcich na oboch pologuliach medzi rovníkom a zemepisnou šírkou 31°, tvoria akýsi široký prstenec, ktorý oddeľuje oba grandiózne víry v nižších a stredných vrstvách atmosféry, prenášajúce vzduch od rovníka k pólom (pozri aj atmosferický tlak). Tam, kde sa vytvárajú stúpavé a klesajúce prúdy vzduchu, je pozorovaný pokoj; presne toto je pôvod rovníkových a tropických oblastí ticha; podobný pás ticha by mal podľa Ferrella existovať na póloch.

Kam však smeruje spätný prúd vzduchu šíriaci sa od pólov k rovníku pozdĺž dna? Je však potrebné vziať do úvahy, že so vzdialenosťou od pólov sa rozmery kruhov zemepisných šírok, a teda aj plocha pásov rovnakej šírky, obsadená šíriacimi sa vzduchovými masami, rýchlo zväčšujú; že prietok musí rýchlo klesať v opačnom pomere k nárastu v týchto oblastiach; že na póloch napokon zhora nadol klesá vzduch, v horných vrstvách silne riedený, ktorého objem sa veľmi rýchlo zmenšuje so stúpajúcim tlakom smerom nadol. Všetky tieto dôvody plne vysvetľujú, prečo je ťažké, ba priam nemožné, sledovať tieto spätné spodné toky v určitej vzdialenosti od pólov. Toto je vo všeobecnosti diagram všeobecnej cirkulujúcej atmosféry za predpokladu rovnomerného rozdelenia pôdy a vody pozdĺž rovnobežiek, ktoré dal Ferrell. Pozorovania to plne potvrdzujú. Len v spodnej vrstve atmosféry budú prúdenie vzduchu, ako naznačuje sám Ferrel, oveľa komplikovanejšie ako táto schéma práve z dôvodu nerovnomerného rozloženia pôdy a vody a nerovnomernosti ich zahrievania slnečnými lúčmi a ich ochladzovania v absencia alebo zníženie slnečného žiarenia; hory a vrchy majú významný vplyv aj na pohyb najnižších vrstiev atmosféry.

Starostlivé štúdium pohybov atmosféry v blízkosti zemského povrchu vo všeobecnosti ukazuje, že vírové systémy sú hlavnou formou takýchto pohybov. Počnúc grandióznymi vírmi, ktoré podľa Ferrella zahŕňajú každú celú hemisféru, víchrice ako sa môžu volať, prvá objednávka, v blízkosti zemského povrchu treba pozorovať postupne sa zmenšujúce vírové systémy až po elementárne malé a jednoduché víry vrátane. V dôsledku interakcie prúdov s rôznymi rýchlosťami a smermi v oblasti vírov prvého rádu, blízko zemského povrchu, víry druhého rádu- konštantné a dočasné barometrické maximá a minimá uvedené na začiatku tohto článku, ktoré sú svojim pôvodom ako deriváty predchádzajúcich vírov. Štúdium vzniku búrok viedlo A. V. Klossovského a ďalších výskumníkov k záveru, že tieto javy nie sú ničím iným ako podobným v štruktúre, ale v porovnaní s predchádzajúcimi sú neporovnateľne menšie. víry tretieho rádu. Tieto víry sa zjavne objavujú na okraji barometrických miním (víry druhého rádu), presne tak, ako sa malé, veľmi rýchlo rotujúce a miznúce víry vytvárajú okolo veľkej priehlbiny vytvorenej vo vode veslom, ktoré riadok pri plavbe na lodi. Presne tak isto aj barometrické minimá druhého rádu, čo sú mohutné cirkulácie vzduchu, pri svojom pohybe vytvárajú menšie vzdušné víry, ktoré sú v porovnaní s minimom, ktoré ich tvoria, veľmi malé.

Ak sú tieto víry sprevádzané elektrickými javmi, ktoré môžu byť často spôsobené zodpovedajúcimi podmienkami teploty a vlhkosti vzduchu prúdiaceho do stredu barometrického minima pozdĺž dna, potom sa prejavujú vo forme búrkových vírov sprevádzaných bežné javy ako elektrický výboj, hrom a blesk. Ak nie sú priaznivé podmienky pre rozvoj búrkových javov, pozorujeme tieto víry tretieho rádu v podobe rýchlo sa míňajúcich búrok, búrok, prehánok a pod. Atmosféra nie je vyčerpaná. Štruktúra tornád, krvných zrazenín atď. javov ukazuje, že pri týchto javoch máme do činenia aj so skutočnými vírmi; ale veľkosť týchto víry štvrtého rádu ešte menej, ešte bezvýznamnejšie ako búrkové víry. Štúdium pohybov atmosféry nás teda vedie k záveru, že k pohybom vzdušných hmôt dochádza najmä – ak nie výlučne – prostredníctvom vzniku vírov. Vírmi prvého rádu, ktoré pokrývajú každú celú pologuľu, vznikajú vplyvom čisto teplotných podmienok víry menších rozmerov v blízkosti zemského povrchu; tie sú zase príčinou vzniku ešte menších vírov. Dochádza tak k postupnej diferenciácii väčších vírov na menšie; ale základný charakter všetkých týchto vírových systémov zostáva úplne rovnaký, od väčších až po tie najmenšie čo do veľkosti, dokonca aj pri tornádach a tromboch.

Pokiaľ ide o víry druhého rádu - konštantné a dočasné barometrické maximá a minimá - zostáva povedať nasledovné. Štúdie Hofmeiera, Theisseranda de Bohra a Hildebrandsona naznačili úzku súvislosť medzi výskytom a najmä pohybom vrcholov a pádov v čase, pričom zmeny prešli konštantnými vrcholmi a pádmi. Samotná skutočnosť, že tieto pri najrôznejších zmenách počasia v okolitých oblastiach len veľmi málo menia svoje hranice alebo obrysy, naznačuje, že tu máme do činenia s niektorými trvalo pôsobiacimi príčinami, ktoré ležia nad vplyvom bežných poveternostných faktorov. Podľa Teisseranda de Bohra, tlakové rozdiely spôsobené nerovnomerným zahrievaním alebo ochladzovaním rôznych častí zemského povrchu, ktoré sú sčítané pod vplyvom nepretržitého zvyšovania primárneho faktora počas viac-menej dlhého časového obdobia, vedú k veľkým barometrické maximá a minimá. Ak primárna príčina pôsobí nepretržite alebo dostatočne dlhý čas, výsledkom jej pôsobenia budú trvalé stabilné vírivé systémy. Po dosiahnutí určitej veľkosti a dostatočnej intenzity sú takéto konštantné maximá a minimá už determinantmi alebo regulátormi počasia v obrovských oblastiach po ich obvode. Takéto veľké, konštantné maximá a minimá sa nedávno dostali, keď sa ukázala ich úloha v poveternostných javoch okolitých krajín, názov centrá pôsobenia atmosféry. Vzhľadom na nemennosť konfigurácie zemského povrchu a následnú kontinuitu vplyvu primárnej príčiny, ktorá spôsobuje ich existenciu, je poloha takýchto maxím a miním na zemeguli do určitej miery definitívna a nemenná. Ale v závislosti od rôznych podmienok sa ich hranice a ich intenzita môžu líšiť v určitých medziach. A tieto zmeny v ich intenzite a ich obrysoch by mali zasa ovplyvňovať počasie nielen susedných, ba niekedy aj dosť vzdialených krajín. Štúdie Teisseranda de Bohra teda úplne stanovili závislosť počasia v Európe na jednom z nasledujúcich centier pôsobenia: negatívne anomálie, sprevádzané poklesom teploty oproti normálu, sú spôsobené zosilnením a expanziou sibírskeho maxima resp. posilnenie a natlačenie maxima Azorských ostrovov; pozitívne anomálie — so zvýšením teploty oproti normálu — sú priamo úmerné pohybu a intenzite islandského minima. Hildebrandson zašiel v tomto smere ešte ďalej a celkom úspešne sa pokúsil dať do súvisu zmeny intenzity a pohybu dvoch menovaných atlantických centier so zmenami nielen sibírskeho maxima, ale aj centier tlaku v Indickom oceáne.

Vzduchové hmoty

Pozorovania počasia sa rozšírili v druhej polovici 19. storočia. Boli potrebné na zostavenie synoptických máp znázorňujúcich rozloženie tlaku a teploty vzduchu, vetra a zrážok. V dôsledku analýzy týchto pozorovaní sa vytvorila myšlienka vzdušných hmôt. Tento koncept umožnil kombinovať jednotlivé prvky, identifikovať rôzne poveternostné podmienky a robiť predpovede.

Vzduchová hmota nazýva sa veľký objem vzduchu, ktorý má horizontálne rozmery niekoľko stoviek alebo tisícok kilometrov a vertikálne rozmery približne 5 km, ktorý sa vyznačuje približnou rovnomernosťou teploty a vlhkosti a pohybuje sa ako jeden systém v jednom z prúdov všeobecnej atmosféry. obeh (GCA)

Rovnomernosť vlastností vzduchovej hmoty sa dosahuje jej tvorbou na rovnomernom podkladovom povrchu a za podobných podmienok žiarenia. Okrem toho sú potrebné také podmienky cirkulácie, pri ktorých by sa vzduchová hmota zadržiavala dlhý čas v oblasti tvorby.

Hodnoty meteorologických prvkov vo vzduchovej hmote sa nepatrne líšia - ich kontinuita je zachovaná, horizontálne gradienty sú malé. Pri analýze meteorologických polí, pokiaľ zostávame v danej vzduchovej hmote, je možné s dostatočnou aproximáciou použiť lineárnu grafickú interpoláciu pri vykonávaní napríklad izoterm.

V prechode (frontálnej zóne) medzi dvoma vzduchovými hmotami dochádza k prudkému nárastu horizontálnych gradientov meteorologických veličín, približujúcim sa k prudkému prechodu z jednej hodnoty na druhú, alebo aspoň k zmene veľkosti a smeru gradientov. Za najcharakteristickejší znak konkrétnej vzduchovej hmoty sa považuje pseudopotenciálna teplota vzduchu, ktorá odráža aktuálnu teplotu vzduchu aj jeho vlhkosť.

Pseudopotenciálna teplota vzduchu - teplota, ktorú by mal vzduch pri adiabatickom procese, ak by najskôr všetka vodná para v ňom obsiahnutá skondenzovala pri neobmedzene klesajúcom tlaku a vypadla zo vzduchu a uvoľnené latentné teplo by išlo na ohrev vzduchu a následne vzduch by sa dostal pod štandardný tlak.

Keďže teplejšia vzduchová hmota je zvyčajne aj vlhkejšia, rozdiel pseudopotenciálnych teplôt dvoch susedných vzduchových hmôt je oveľa väčší ako rozdiel ich skutočných teplôt. Pseudopotenciálna teplota sa však mení pomaly s nadmorskou výškou v rámci danej vzduchovej hmoty. Táto vlastnosť pomáha určiť vrstvenie vzdušných hmôt nad sebou v troposfére.

Váhy vzdušných hmôt

Vzduchové hmoty sú rovnakého rádu ako hlavné prúdy všeobecnej atmosférickej cirkulácie. Lineárny rozsah vzdušných hmôt v horizontálnom smere sa meria v tisíckach kilometrov. Vertikálne sa vzduchové hmoty rozprestierajú nahor niekoľko kilometrov troposféry, niekedy až k jej hornej hranici.

Pri lokálnych cirkuláciách, ako sú napríklad vánky, vetry z horských údolí, fény, je aj vzduch v cirkulujúcom prúde viac-menej vo vlastnostiach a pohybe oddelený od okolitej atmosféry. V tomto prípade však nemožno hovoriť o vzdušných hmotách, pretože rozsah javov tu bude iný.

Napríklad pás pokrytý vánkom môže mať šírku len 1-2 desiatky kilometrov, a preto na synoptickej mape nedostane dostatočný odraz. Vertikálna hrúbka vetrového prúdu je tiež niekoľko stoviek metrov. Pri lokálnych cirkuláciách teda nemáme do činenia s nezávislými vzduchovými hmotami, ale len s narušeným stavom vo vnútri vzduchových hmôt na krátku vzdialenosť.

Objekty vznikajúce v dôsledku interakcie vzdušných hmôt - prechodové zóny (čelné plochy), frontálne oblačné systémy oblačnosti a zrážok, cyklónové poruchy, majú rádovo rovnakú veľkosť ako samotné vzduchové hmoty - sú plošne porovnateľné s veľkými časťami kontinenty alebo oceány a ich časová existencia - viac ako 2 dni ( tab. 4):

Vzduchová hmota má jasné hranice, ktoré ju oddeľujú od ostatných vzdušných hmôt.

Prechodové zóny medzi vzduchovými hmotami s rôznymi vlastnosťami sú tzv predné plochy.

V rámci tej istej vzduchovej hmoty je možné použiť grafickú interpoláciu s dostatočnou aproximáciou, napríklad pri kreslení izoterm. Ale pri prechode frontálnou zónou z jednej vzduchovej hmoty do druhej lineárna interpolácia už nebude poskytovať správnu predstavu o skutočnom rozložení meteorologických prvkov.

Centrá pre tvorbu vzdušných hmôt

Vzduchová hmota nadobúda jasné charakteristiky pri zdroji formovania.

Zdroj tvorby vzdušných hmôt musí spĺňať určité požiadavky:

Rovnomernosť podkladového povrchu vody alebo pôdy, takže vzduch v ohnisku je vystavený dostatočne podobným vplyvom.

Rovnomernosť radiačných podmienok.

Cirkulačné podmienky priaznivé pre umiestnenie vzduchu v danej oblasti.

Centrá formácie sú zvyčajne oblasti, kde vzduch klesá a potom sa šíri v horizontálnom smere - túto požiadavku spĺňajú anticyklonálne systémy. Anticyklóny sú častejšie neaktívne ako cyklóny, a preto k tvorbe vzduchových hmôt zvyčajne dochádza v rozsiahlych, neaktívnych (kvázistacionárnych) anticyklónach.

Navyše sedavé a erodované tepelné depresie vznikajúce nad vyhrievanými plochami pôdy spĺňajú požiadavky zamerania.

Napokon k tvorbe polárneho vzduchu dochádza čiastočne v hornej atmosfére v sedavých, rozsiahlych a hlbokých centrálnych cyklónoch vo vysokých zemepisných šírkach. V týchto barických systémoch dochádza k premene (transformácii) tropického vzduchu, vtiahnutého do vysokých zemepisných šírok v horných vrstvách troposféry, na polárny vzduch. Všetky uvedené barické systémy možno nazvať aj centrami vzdušných hmôt nie z geografického, ale zo synoptického hľadiska.

Geografická klasifikácia vzdušných hmôt

Vzduchové hmoty sú klasifikované predovšetkým podľa centier ich formovania v závislosti od ich polohy v jednom zo zemepisných pásov - arktických alebo antarktických, polárnych alebo miernych zemepisných šírkach, tropických a rovníkových.

Podľa geografickej klasifikácie možno vzduchové hmoty rozdeliť do hlavných geografických typov podľa zemepisných zón, v ktorých sa nachádzajú ich ohniská:

arktický alebo antarktický vzduch (AB),

Polárny alebo stredný vzduch (PV alebo HC),

Tropický vzduch (TV). Tieto vzduchové hmoty sa navyše delia na morské (m) a kontinentálne (k) vzdušné hmoty: mAV a kAV, mUV a kUV (alebo mPV a kPV), mTV a kTV.

Rovníkové vzduchové hmoty (EV)

Pokiaľ ide o rovníkové zemepisné šírky, dochádza tu ku konvergencii (konvergencii prúdenia) a stúpaniu vzduchu, preto sa vzduchové hmoty nachádzajúce sa nad rovníkom zvyčajne privádzajú zo subtropického pásma. Niekedy sa však rozlišujú nezávislé rovníkové vzdušné hmoty.

Niekedy sa okrem ohnísk v presnom zmysle slova rozlišujú regióny, kde sa v zime pri pohybe vzduchové hmoty premieňajú z jedného typu na druhý. Ide o oblasti v Atlantiku južne od Grónska a v Tichom oceáne nad Beringovým a Ochotským morom, kde sa kPV mení na mPV, oblasti nad juhovýchodnou Severnou Amerikou a južne od Japonska v Tichom oceáne, kde sa kPV počas zimného monzúnu mení na mPV. a oblasť v južnej Ázii, kde sa ázijský kPV mení na tropický vzduch (aj v monzúnovom prúdení)

Transformácia vzdušných hmôt

Keď sa zmenia podmienky cirkulácie, vzduchová hmota ako celok sa premiestni zo zdroja svojej tvorby do susedných oblastí, pričom interaguje s inými vzduchovými hmotami.

Pri pohybe začne vzduchová hmota meniť svoje vlastnosti - tie už budú závisieť nielen od vlastností zdroja tvorby, ale aj od vlastností susedných vzduchových hmôt, od vlastností podkladového povrchu, nad ktorým vzduchová hmota prechádza. , ako aj na dĺžke času, ktorý uplynul od vytvorenia vzdušných hmôt.

Tieto vplyvy môžu spôsobiť zmeny v obsahu vlhkosti vzduchu, ako aj zmeny teploty vzduchu v dôsledku uvoľnenia latentného tepla alebo výmeny tepla s podkladovým povrchom.

Proces zmeny vlastností vzdušnej hmoty sa nazýva transformácia alebo evolúcia.

Transformácia spojená s pohybom vzdušnej hmoty sa nazýva dynamická. Rýchlosti pohybu vzdušnej hmoty v rôznych výškach budú rôzne, prítomnosť posunu rýchlostí spôsobuje turbulentné miešanie. Ak sa spodné vrstvy vzduchu ohrievajú, vzniká nestabilita a dochádza ku konvekčnému miešaniu.

Schéma cirkulácie atmosféry

Vzduch v atmosfére je v neustálom pohybe. Pohybuje sa horizontálne aj vertikálne.

Primárnym dôvodom pohybu vzduchu v atmosfére je nerovnomerné rozloženie slnečného žiarenia a heterogenita podkladového povrchu. Spôsobujú nerovnakú teplotu vzduchu a tým aj atmosférický tlak nad zemským povrchom.

Tlakový rozdiel vytvára pohyb vzduchu, ktorý sa pohybuje z oblastí vysokého tlaku do oblastí s nízkym tlakom. V procese pohybu sú vzduchové hmoty vychyľované silou rotácie Zeme.

(Pamätajte si, ako sa odchyľujú telesá pohybujúce sa na severnej a južnej pologuli.)

Samozrejme ste si všimli, ako sa v horúcom letnom dni nad asfaltom vytvára ľahký opar. Tento ohriaty ľahký vzduch stúpa nahor. Podobný, ale oveľa väčší obraz možno pozorovať na rovníku. Veľmi horúci vzduch neustále stúpa nahor a vytvára vzostupné prúdy.

Preto sa tu na povrchu vytvára trvalý nízkotlakový pás.
Vzduch, ktorý vystúpil nad rovník, sa šíri k pólom v hornej troposfére (10-12 km). Postupne sa ochladzuje a začína klesať nad cca 30° severnej a južnej šírky.

Vzniká tak prebytok vzduchu, ktorý prispieva k vytvoreniu tropického vysokotlakového pásu v povrchovej vrstve atmosféry.

V cirkumpolárnych oblastiach je vzduch studený, ťažký a klesá, čo spôsobuje pohyby nadol. V dôsledku toho sa v povrchových vrstvách polárneho pásu vytvára vysoký tlak.

Medzi tropickými a polárnymi vysokotlakovými pásmi v miernych zemepisných šírkach sa vytvárajú aktívne atmosférické fronty. Masívnejšie studený vzduch vytláča teplý vzduch smerom nahor, čo spôsobuje stúpavé prúdy.

V dôsledku toho sa v miernych zemepisných šírkach vytvára nízkotlakový povrchový pás.

Mapa klimatických pásiem Zeme

Ak by bol zemský povrch rovnomerný, pásy atmosférického tlaku by sa šírili v súvislých pruhoch. Povrch planéty je však striedaním vody a pevniny, ktoré majú odlišné vlastnosti. Suchý sa rýchlo zahreje a ochladí.

Oceán sa na druhej strane zahrieva a uvoľňuje svoje teplo pomaly. Preto sú pásy atmosférického tlaku roztrhané na samostatné oblasti - oblasti vysokého a nízkeho tlaku. Niektoré z nich existujú počas celého roka, iné počas určitého ročného obdobia.

Na Zemi sa pásy vysokého a nízkeho tlaku prirodzene striedajú. Vysoký tlak - na póloch a v trópoch, nízky - na rovníku a v miernych šírkach.

Typy atmosférickej cirkulácie

V cirkulácii vzdušných hmôt v zemskej atmosfére existuje niekoľko silných väzieb. Všetky sú platné a vlastné v určitých zemepisných šírkach. Preto sa nazývajú zonálne typy atmosférickej cirkulácie.

Na povrchu Zeme sa prúdenie vzduchu presúva z tropického vysokotlakového pásma k rovníku. Pôsobením sily vznikajúcej pri rotácii Zeme sa na severnej pologuli vychyľujú doprava a na južnej pologuli doľava.

Takto vznikajú neustále silné vetry – pasáty. Na severnej pologuli veje pasáty zo severovýchodu a na juhu z juhovýchodu. Takže prvý zonálny typ atmosférickej cirkulácie je pasát.

Vzduch sa pohybuje z trópov do miernych zemepisných šírok. Vychyľovaním pod vplyvom sily rotácie Zeme sa začnú postupne pohybovať zo západu na východ. Práve tento prúd z Atlantiku pokrýva mierne zemepisné šírky celej Európy vrátane Ukrajiny. Západná letecká doprava v miernych zemepisných šírkach je druhým zonálnym typom planetárnej atmosférickej cirkulácie.

Prirodzený je aj pohyb vzduchu z vysokotlakových polárnych pásov do stredných zemepisných šírok, kde je nízky tlak.

Pod vplyvom vychyľovacej sily rotácie Zeme sa tento vzduch pohybuje na severnej pologuli od severovýchodu a na južnej od juhovýchodu. Východné cirkumpolárne prúdenie vzdušných hmôt tvorí tretí zonálny typ atmosférickej cirkulácie.

Nájdite na mape atlasu zemepisné pásy, kde prevládajú rôzne typy zónovej cirkulácie vzduchu.

V dôsledku nerovnomerného zahrievania pôdy a oceánu je narušený zónový model pohybu vzdušných hmôt. Napríklad na východe Eurázie v miernych zemepisných šírkach funguje západná letecká doprava len šesť mesiacov – v zime. V lete, keď sa pevnina zahrieva, sa vzduchové masy s chladom oceánu presúvajú na pevninu.

Takto vzniká monzúnová letecká doprava. Zmena smeru pohybu vzduchu dvakrát do roka je charakteristickým znakom monzúnovej cirkulácie. Zimný monzún je prúd relatívne studeného a suchého vzduchu z pevniny do oceánu.

Letný monzún- pohyb vlhkého a teplého vzduchu v opačnom smere.

Zónové typy atmosférickej cirkulácie

Existujú tri hlavné zonálny typ atmosférickej cirkulácie: pasát, západná letecká doprava a východné polárne prúdenie vzduchu. Monzúnová letecká doprava narúša všeobecný vzorec cirkulácie atmosféry a je azonálnym typom cirkulácie.

Všeobecná cirkulácia atmosféry (strana 1 z 2)

Ministerstvo vedy a školstva Kazašskej republiky

Akadémia ekonómie a práva pomenovaná po W.A. Dzholdasbekovej

Fakulta "Humanitárna a ekonomická akadémia"

Disciplína: Ekológia

Na tému: "Všeobecná cirkulácia atmosféry"

Doplnila: Carskaja Margarita

Skupina 102 A

Kontroloval: Omarov B.B.

Taldykorgan 2011

Úvod

1. Všeobecné informácie o atmosférickej cirkulácii

2. Faktory určujúce všeobecnú cirkuláciu atmosféry

3. Cyklóny a anticyklóny.

4. Vetry ovplyvňujúce všeobecnú cirkuláciu atmosféry

5. Efekt sušiča vlasov

6. Schéma všeobecného obehu "Stroj planéty"

Záver

Zoznam použitej literatúry

Úvod

Na stránkach vedeckej literatúry sa v poslednej dobe často stretávame s pojmom všeobecná cirkulácia atmosféry, ktorej význam každý špecialista chápe svojím vlastným spôsobom. Tento termín systematicky používajú odborníci na geografiu, ekológiu a hornú časť atmosféry.

Meteorológovia a klimatológovia, biológovia a lekári, hydrológovia a oceánológovia, botanici a zoológovia a samozrejme ekológovia prejavujú čoraz väčší záujem o všeobecnú cirkuláciu atmosféry.

Nepanuje zhoda v tom, či tento vedecký smer vznikol nedávno, alebo tu výskum prebiehal už stáročia.

Nižšie sú uvedené navrhované definície všeobecnej cirkulácie atmosféry ako súboru vied a sú uvedené faktory, ktoré ju ovplyvňujú.

Uvádza sa určitý zoznam úspechov: hypotézy, vývoj a objavy, ktoré označujú známe míľniky v histórii tohto súboru vied a poskytujú určitú predstavu o rozsahu problémov a úloh, ktoré zvažuje.

Opisujú sa charakteristické črty všeobecnej cirkulácie atmosféry a uvádza sa najjednoduchšia schéma všeobecnej cirkulácie, nazývaná „stroj planéty“.

1. Všeobecné informácie o atmosférickej cirkulácii

Všeobecná cirkulácia atmosféry (lat. Circulatio – rotácia, grécky atmos – para a sphaira – guľa) je súborom rozsiahlych prúdov vzduchu v troposfére a stratosfére. V dôsledku toho dochádza k výmene vzdušných hmôt v priestore, čo prispieva k redistribúcii tepla a vlhkosti.

Všeobecná cirkulácia atmosféry sa nazýva cirkulácia vzduchu na zemeguli, čo vedie k jeho presunu z nízkych zemepisných šírok do vysokých zemepisných šírok a naopak.

Všeobecná cirkulácia atmosféry je určená zónami vysokého atmosférického tlaku v cirkumpolárnych oblastiach a tropických zemepisných šírkach a zónami nízkeho tlaku v miernych a rovníkových šírkach.

Pohyb vzdušných hmôt prebieha v smere zemepisnej šírky aj poludníka. V troposfére atmosférická cirkulácia zahŕňa pasáty, západné vzdušné prúdy miernych zemepisných šírok, monzúny, cyklóny a anticyklóny.

Príčina pohybu vzdušných hmôt spočíva v nerovnomernom rozložení atmosférického tlaku a ohrievaní zemského povrchu, oceánov, ľadu Slnkom v rôznych zemepisných šírkach, ako aj vo vychyľovacom účinku rotácie Zeme na prúdenie vzduchu.

Hlavné zákonitosti atmosférickej cirkulácie sú konštantné.

V dolnej stratosfére sú prúdové prúdy vzduchu v miernych a subtropických zemepisných šírkach prevažne západné a v tropických - východné a pohybujú sa rýchlosťou až 150 m / s (540 km / h) vzhľadom na zemský povrch.

V dolnej troposfére sa prevládajúce smery leteckej dopravy v rôznych geografických zónach líšia.

V polárnych šírkach sú východné vetry; v miernom - západnom s častým narušením cyklónmi a anticyklónmi, najstabilnejšie pasáty a monzúny v tropických šírkach.

V dôsledku rôznorodosti podkladového povrchu sa na forme celkovej atmosférickej cirkulácie objavujú regionálne odchýlky - miestne vetry.

2. Faktory určujúce všeobecnú cirkuláciu atmosféry

- Nerovnomerné rozloženie slnečnej energie po zemskom povrchu a v dôsledku toho nerovnomerné rozloženie teploty a atmosférického tlaku.

- Coriolisove sily a trenie, pod vplyvom ktorých prúdenie vzduchu nadobúda zemepisný smer.

- Vplyv podložného povrchu: prítomnosť kontinentov a oceánov, heterogenita reliéfu atď.

Rozloženie prúdenia vzduchu v zemskom povrchu má zonálny charakter. V rovníkových šírkach sú pozorované pokojné alebo slabé premenlivé vetry. V tropickom pásme dominujú pasáty.

Pasáty sú konštantné vetry vanúce od 30. rokov k rovníku, ktoré majú severovýchodný smer na severnej pologuli a juhovýchodný smer na južnej pologuli. V 30-35? s a y.sh. - zóna pokoja, tzv. „konské zemepisné šírky“.

V miernych zemepisných šírkach prevládajú západné vetry (na severnej pologuli juhozápadné, na južnej - severozápadné). V polárnych zemepisných šírkach fúkajú východné (severovýchodné na severnej pologuli, juhovýchodné na južnej) vetry.

V skutočnosti je systém vetrov nad zemským povrchom oveľa zložitejší. V subtropickom pásme v mnohých oblastiach narúšajú transport pasátov letné monzúny.

V miernych a subpolárnych zemepisných šírkach majú cyklóny a anticyklóny obrovský vplyv na charakter vzdušných prúdov a monzúnov na východnom a severnom pobreží.

Okrem toho sa v mnohých oblastiach vytvárajú miestne vetry v dôsledku charakteristík územia.

3. Cyklóny a anticyklóny.

Atmosféru charakterizujú vírové pohyby, z ktorých najväčšie sú cyklóny a anticyklóny.

Cyklón je vzostupný atmosférický vír so zníženým tlakom v strede a sústavou vetrov z periférie do stredu, nasmerovaných proti smeru hodinových ručičiek na severnej pologuli a v smere hodinových ručičiek na južnej pologuli. Cyklóny sa delia na tropické a extratropické. Zvážte extratropické cyklóny.

Priemer extratropických cyklónov je v priemere asi 1000 km, ale je ich aj viac ako 3000 km. Hĺbka (tlak v strede) - 1000-970 hPa a menej. V cyklóne fúka silný vietor, zvyčajne do 10-15 m/s, ale môže dosiahnuť 30 m/s a viac.

Priemerná rýchlosť cyklónu je 30-50 km/h. Najčastejšie sa cyklóny pohybujú zo západu na východ, ale niekedy prichádzajú zo severu, juhu a dokonca aj východu. Zónou najväčšej frekvencie cyklónov je 80. zemepisná šírka severnej pologule.

Cyklóny prinášajú zamračené, daždivé, veterné počasie, v lete ochladenie, v zime oteplenie.

V tropických zemepisných šírkach sa vytvárajú tropické cyklóny (hurikány, tajfúny), čo je jeden z najhrozivejších a najnebezpečnejších prírodných javov. Ich priemer je niekoľko stoviek kilometrov (300-800 km, zriedkavo viac ako 1000 km), no medzi centrom a perifériou je veľký rozdiel v tlaku, ktorý spôsobuje silné hurikánové vetry, tropické prehánky a silné búrky.

Anticyklóna je klesajúci atmosférický vír so zvýšeným tlakom v strede a systémom vetrov zo stredu na perifériu, nasmerovaných v smere hodinových ručičiek na severnej pologuli a proti smeru hodinových ručičiek na južnej. Rozmery anticyklón sú rovnaké ako cyklóny, ale v neskoršom štádiu vývoja môžu dosiahnuť priemer až 4000 km.

Atmosférický tlak v strede anticyklón je zvyčajne 1020-1030 hPa, ale môže dosiahnuť aj viac ako 1070 hPa. Najvyššia frekvencia anticyklón je nad subtropickými zónami oceánov. Anticyklóny sa vyznačujú nízkou oblačnosťou, bez zrážok, so slabým vetrom v strede, silnými mrazmi v zime a horúčavami v lete.

4. Vetry ovplyvňujúce všeobecnú cirkuláciu atmosféry

Monzúny. Monzúny sú sezónne vetry, ktoré menia smer dvakrát do roka. V lete fúkajú z oceánu na pevninu, v zime - z pevniny na oceán. Dôvodom vzniku je nerovnomerné zahrievanie pôdy a vody podľa ročných období. V závislosti od zóny formovania sa monzúny delia na tropické a extratropické.

Extratropické monzúny sú výrazné najmä na východnom okraji Eurázie. Letný monzún prináša vlhkosť a chlad z oceánu, zimný monzún fúka z pevniny a znižuje teplotu a vlhkosť.

Tropické monzúny sú najvýraznejšie v povodí Indického oceánu. Letný monzún fúka od rovníka, je opačný ako pasát a prináša oblačnosť, zrážky, zmierňuje letné horúčavy, zimný monzún sa zhoduje s pasátom, zosilňuje ho, prináša sucho.

Miestne vetry. Miestne vetry majú lokálnu distribúciu, ich tvorba je spojená s charakteristikami tohto územia - blízkosť vodných plôch, charakter reliéfu. Najrozšírenejšie sú vetry, bóra, foehn, horsko-údolné a katabatické vetry.

Breezes (ľahký vietor-fr) - vetry pozdĺž brehov morí, veľkých jazier a riek, ktoré dvakrát denne menia smer na opačný: denný vánok fúka od nádrže k pobrežiu, nočný vánok - od pobrežia do nádrž. Prievany sú spôsobené každodennými zmenami teploty a tým aj tlaku nad zemou a vodou. Zachytávajú vzduchovú vrstvu 1-2 km.

Ich rýchlosť je nízka - 3-5 m / s. Veľmi silný denný morský vánok možno pozorovať na západných púštnych pobrežiach kontinentov v tropických zemepisných šírkach, obmývaných studenými prúdmi a studenou vodou stúpajúcou pri pobreží v zóne vzostupu.

Tam preniká do vnútrozemia na desiatky kilometrov a vyvoláva silný klimatický efekt: znižuje teplotu najmä v lete o 5-70 C a v západnej Afrike na 100 C, zvyšuje relatívnu vlhkosť na 85 %, prispieva k tvorbe hmla a rosa.

Úkazy podobné denným morským vánkom možno pozorovať na okrajoch veľkých miest, kde dochádza k cirkulácii chladnejšieho vzduchu z okrajových častí do centra, pretože nad mestami sú počas celého roka „tepelné škvrny“.

Horské údolné vetry majú dennú frekvenciu: cez deň vietor fúka do údolia a pozdĺž horských svahov, v noci naopak ochladený vzduch klesá. Denné stúpanie vzduchu vedie k tvorbe kupovitých oblakov nad svahmi hôr, v noci, keď vzduch klesá a adiabaticky sa otepluje, oblačnosť mizne.

Ľadovcové vetry sú studené vetry, ktoré neustále fúkajú z horských ľadovcov dolu svahmi a údoliami. Vznikajú ochladzovaním vzduchu nad ľadom. Ich rýchlosť je 5-7 m / s, ich sila je niekoľko desiatok metrov. V noci sú intenzívnejšie, keďže sú zosilnené vetrom na svahoch.

Všeobecná cirkulácia atmosféry

1) V dôsledku sklonu zemskej osi a guľovitého tvaru zeme dostávajú rovníkové oblasti viac slnečnej energie ako polárne oblasti.

2) Na rovníku sa vzduch ohrieva → expanduje → stúpa → vzniká oblasť nízkeho tlaku. 3) Na póloch sa vzduch ochladzuje → stláča sa → padá dole → vytvára sa oblasť vysokého tlaku.

4) V dôsledku rozdielu v atmosférickom tlaku sa vzduchové hmoty začínajú pohybovať od pólov k rovníku.

Smer a rýchlosť vetra ovplyvňujú aj:

  • vlastnosti vzdušných hmôt (vlhkosť, teplota...)
  • podkladový povrch (oceány, pohoria atď.)
  • rotácia zemegule okolo svojej osi (Coriolisova sila) 1) všeobecný (globálny) systém prúdenia vzduchu nad zemským povrchom, ktorého horizontálne rozmery sú primerané kontinentom a oceánom a hrúbka je od niekoľkých kilometrov do desiatok kilometrov.

Pasáty Sú to neustále vetry fúkajúce od trópov k rovníku.

Dôvod: na rovníku je vždy nízky tlak (vzostupné prúdy) a v trópoch vždy vysoký tlak (klesajúce prúdy).

V dôsledku pôsobenia Coriolisovej sily: pasáty severnej pologule majú severovýchodný smer (odchýliť sa doprava)

Pasáty z južnej pologule - juhovýchod (odchýliť sa doľava)

Severovýchodné vetry(na severnej pologuli) a juhovýchodné vetry(na južnej pologuli).
Dôvod: vzdušné prúdy sa pohybujú od pólov do miernych zemepisných šírok a vplyvom Coriolisovej sily sa odchyľujú na západ. Západné vetry - vetry vanúce od trópov do miernych zemepisných šírok, prevažne zo západu na východ.

Dôvod: vysoký tlak v trópoch a nízky v miernych šírkach, preto sa časť vzduchu z oblasti EE presúva do oblasti H, D,. Pri pohybe pod vplyvom Coriolisovej sily sa vzdušné prúdy odchyľujú na východ.

Západné vetry prinášajú do Estónska teplý a vlhký vzduch. vzduchové hmoty vznikajú nad vodami teplého Severoatlantického prúdu.

Vzduch v cyklóne sa pohybuje z periférie do stredu;

V centrálnej časti cyklónu vzduch stúpa a

Ochladzuje sa, preto sa tvoria mraky a zrážky;

Pri cyklónoch prevláda zamračené počasie so silným vetrom:

Leto- daždivé a chladné,
v zime- s rozmrazovaním a snehovými zrážkami.

Anticyklóna Je to oblasť zvýšeného atmosférického tlaku s maximom v strede.
vzduch v anticyklóne sa pohybuje zo stredu na perifériu; v centrálnej časti anticyklóny vzduch klesá a ohrieva sa, jeho vlhkosť klesá, oblačnosť sa rozplýva; s anticyklónami sa vytvorí jasné pokojné počasie:

v lete - horúco,

v zime - mrazivé.

Cirkulácia atmosféry

Definícia 1

Obeh Je to systém na pohyb vzdušných hmôt.

Cirkulácia môže byť všeobecná po celej planéte a lokálna cirkulácia, ktorá sa vyskytuje nad jednotlivými územiami a vodnými plochami. Miestna cirkulácia zahŕňa denné a nočné vánky, ktoré sa vyskytujú na pobreží morí, vetry z horských údolí, ľadovcové vetry atď.

Miestna cirkulácia v určitých časoch a na určitých miestach môže byť superponovaná s prúdmi všeobecnej cirkulácie. Pri celkovej cirkulácii atmosféry v nej vznikajú obrovské vlny a víry, ktoré sa vyvíjajú a pohybujú rôznymi spôsobmi.

Takýmito atmosférickými poruchami sú cyklóny a anticyklóny, ktoré sú charakteristické pre všeobecnú cirkuláciu atmosféry.

V dôsledku pohybu vzdušných hmôt, ku ktorému dochádza pod vplyvom centier atmosférického tlaku, sú územia vybavené vlhkosťou. V dôsledku súčasnej existencie pohybov vzduchu rôznych mier, ktoré sa v atmosfére navzájom prekrývajú, je atmosférická cirkulácia veľmi zložitý proces.

Ničomu nerozumiete?

Skúste požiadať o pomoc učiteľov

Pohyb vzdušných hmôt v planetárnom meradle ovplyvňujú 3 hlavné faktory:

  • Zónové rozloženie slnečného žiarenia;
  • Axiálna rotácia Zeme a v dôsledku toho odchýlka prúdenia vzduchu od smeru gradientu;
  • Nehomogenita povrchu Zeme.

    • Tieto faktory komplikujú všeobecnú cirkuláciu atmosféry.

    Keby bola zem homogénne a neotáčali sa okolo svojej osi - vtedy by teplota a tlak pri zemskom povrchu zodpovedali tepelným pomerom a mali by zemepisný charakter. To znamená, že pokles teploty by nastal od rovníka k pólom.

    Pri tomto rozložení teplý vzduch na rovníku stúpa nahor a na póloch studený vzduch klesá dole. V dôsledku toho by sa hromadil na rovníku v hornej časti troposféry a tlak by bol vysoký a na póloch nízky.

    Zároveň by vzduch vo výške vytekal rovnakým smerom a viedol by k poklesu tlaku nad rovníkom a jeho rastu nad pólmi. K výronu vzduchu v blízkosti zemského povrchu by dochádzalo od pólov, kde je vysoký tlak smerom k rovníku v smere poludníka.

    Ukazuje sa, že tepelný dôvod je prvým dôvodom cirkulácie atmosféry - rôzne teploty vedú k rôznym tlakom v rôznych zemepisných šírkach. V skutočnosti je tlak nízko nad rovníkom a vysoký na póloch.

    Na rovnomernom otáčaní Na Zemi, v hornej troposfére a spodnej časti stratosféry, keď vytekajú k pólom, na severnej pologuli by sa mali odchýliť doprava, na južnej pologuli doľava, a tým sa stať západným.

    V dolnej troposfére by sa vetry, prúdiace od pólov smerom k rovníku a odchyľujúce sa, stali východnými na severnej pologuli a juhovýchodnými na južnej. Druhý dôvod cirkulácie atmosféry je jasne viditeľný – dynamický. Zónová zložka všeobecnej cirkulácie atmosféry je spôsobená rotáciou Zeme.

    Podložný povrch s nerovnomerným rozložením pôdy a vody má významný vplyv na celkovú cirkuláciu atmosféry.

    Cyklóny

    Pre spodnú vrstvu troposféry sú charakteristické víry, ktoré sa objavujú, rozvíjajú a miznú. Niektoré víry sú veľmi malé a zostávajú nepovšimnuté, zatiaľ čo iné majú veľký vplyv na klímu planéty. V prvom rade to platí pre cyklóny a anticyklóny.

    Definícia 2

    Cyklón Je to obrovský atmosférický vír s nízkym tlakom v strede.

    Na severnej pologuli sa vzduch v cyklóne pohybuje proti smeru hodinových ručičiek, na južnej pologuli - v smere hodinových ručičiek. Cyklónová aktivita v stredných zemepisných šírkach je znakom atmosférickej cirkulácie.

    Cyklóny vznikajú rotáciou Zeme a Coriolisovou vychyľovacou silou a vo svojom vývoji prechádzajú štádiami od vzniku až po naplnenie. Výskyt cyklónov sa spravidla vyskytuje na atmosférických frontoch.

    Do cyklónu sú vťahované dve vzduchové hmoty s opačnou teplotou, oddelené čelom. Teplý vzduch na rozhraní preniká do oblasti studeného vzduchu a odkláňa sa do vysokých zemepisných šírok.

    Rovnováha je narušená a studený vzduch v zadnej časti je nútený prenikať do nízkych zemepisných šírok. Objavuje sa cyklónový ohyb frontu, čo je obrovská vlna pohybujúca sa zo západu na východ.

    Štádium vlny je prvé štádium vývoj cyklónu.

    Teplý vzduch stúpa a kĺže po čelnej ploche pred vlnou. Vznikajúce vlny s dĺžkou 1 000 $ $ km alebo viac sú vo vesmíre nestabilné a naďalej sa vyvíjajú.

    Zároveň sa cyklón rýchlosťou 100 $ km za deň posúva na východ, tlak naďalej klesá a vietor sa stáva silnejším, amplitúda vlny sa zvyšuje. to druhá etapa- štádium mladého cyklónu.

    Na špeciálnych mapách je mladý cyklón vyznačený niekoľkými izobarami.

    Postupom teplého vzduchu do vysokých zemepisných šírok vzniká teplý front a postup studeného vzduchu do tropických šírok tvorí studený front. Obe fronty sú súčasťou jedného celku. Teplý front sa pohybuje pomalšie ako studený.

    Ak studený front dobehne teplý a splynie s ním, a oklúzia predná... Teplý vzduch stúpa nahor a víri sa v špirále. to tretia etapa vývoj cyklónu - štádium oklúzie.

    Štvrtá etapa- jeho vyplnenie - je konečné. Dochádza k finálnemu vytlačeniu teplého vzduchu nahor a jeho ochladzovaniu, miznú teplotné kontrasty, cyklón sa v celej ploche ochladzuje, spomaľuje a nakoniec sa napĺňa. Od začiatku až po naplnenie trvá životnosť cyklónu 5 až 7 $ dní.

    Poznámka 1

    Cyklóny prinášajú v lete zamračené, chladné a daždivé počasie a v zime sa rozmrazujú. Letné cyklóny sa pohybujú rýchlosťou 400 - 800 USD za km za deň, zimné - až 1 000 USD za km za deň.

    anticyklóny

    Cyklónová aktivita je spojená so vznikom a rozvojom frontálnych anticyklón.

    Definícia 3

    Anticyklóna Je to obrovský atmosférický vír s vysokým tlakom v strede.

    Anticyklóny vznikajú v zadnej časti studeného frontu mladej cyklóny v studenom vzduchu a majú svoje vývojové štádiá.

    Vo vývoji anticyklónu existujú iba tri fázy:

  • Štádium mladej tlakovej výše, čo je nízky pohyblivý tlakový útvar. Zvyčajne sa pohybuje rýchlosťou cyklónu pred ním. V strede tlakovej výše sa postupne zvyšuje tlak. Prevláda jasné, pokojné, málo zamračené počasie;
  • V druhej fáze dochádza k maximálnemu rozvoju anticyklóny. Toto je už vysokotlaková formácia s najvyšším tlakom v strede. Najrozvinutejšia anticyklóna môže mať priemer až niekoľko tisíc kilometrov. V jeho strede sa tvoria povrchové a výškové inverzie. Počasie je jasné a tiché, ale s vysokou vlhkosťou je hmla, opar a stratusová oblačnosť. V porovnaní s mladou anticyklónou sa najrozvinutejšia anticyklóna pohybuje oveľa pomalšie;
  • Tretia etapa je spojená s deštrukciou anticyklónu. Ide o vysoký, teplý a neaktívny barický útvar.Štádium je charakterizované postupným poklesom tlaku vzduchu a vývojom oblačnosti. Zničenie tlakovej výše môže nastať v priebehu niekoľkých týždňov a niekedy aj mesiacov.

    • Všeobecná cirkulácia atmosféry

    Objektmi skúmania celkovej cirkulácie atmosféry sú pohybujúce sa cyklóny a anticyklóny miernych zemepisných šírok s ich rýchlo sa meniacimi meteorologickými podmienkami: pasáty, monzúny, tropické cyklóny atď. dlhodobé pozorovacie obdobia,

    Na obr. 8, 9 je uvedené priemerné dlhodobé rozloženie vetra v blízkosti zemského povrchu v januári a júli. V januári, t.j.

    v zime sú na severnej pologuli veľké anticyklonálne víry jasne viditeľné nad Severnou Amerikou a obzvlášť intenzívne víry nad Strednou Áziou.

    V lete sa anticyklonálne víry nad pevninou ničia v súvislosti s otepľovaním kontinentu a nad oceánmi takéto víry oveľa silnejú a šíria sa na sever.

    Povrchový tlak v milibaroch a prevládajúce vzdušné prúdy

    Vzhľadom na to, že vzduch v troposfére v rovníkových a tropických šírkach sa otepľuje oveľa intenzívnejšie ako v polárnych oblastiach, dochádza v smere od rovníka k pólom k postupnému znižovaniu teploty a tlaku vzduchu. Ako hovoria meteorológovia, planetárne teplotné a tlakové gradienty smerujú v strednej troposfére od rovníka k pólom.

    (V meteorológii sa gradient teploty a tlaku berie v porovnaní s fyzikou opačným smerom.) Vzduch je ľahko prenosné médium. Ak by sa Zem neotáčala okolo svojej osi, tak v spodných vrstvách atmosféry by vzduch prúdil od rovníka k pólom a v horných by sa vracal späť k rovníku.

    Zem sa však otáča uhlovou rýchlosťou 2n / 86400 radiánov za sekundu. Častice vzduchu, pohybujúce sa z nízkych zemepisných šírok do vysokých zemepisných šírok, si zachovávajú vysoké lineárne rýchlosti vzhľadom na zemský povrch, získané v nízkych zemepisných šírkach, a preto sa pri pohybe na východ odchyľujú. V troposfére sa vytvára západo-východný transport vzduchu, ktorý je znázornený na obr. desať.

    Takýto správny prietokový režim je však pozorovaný len na mapách priemerných hodnôt. „Snímky“ prúdenia vzduchu dávajú veľmi rôznorodé, zakaždým nové, neopakujúce sa polohy cyklónov, anticyklón, prúdov vzduchu, zóny stretávania sa teplého a studeného vzduchu, teda atmosférických frontov.

    Atmosférické fronty zohrávajú dôležitú úlohu vo všeobecnej cirkulácii atmosféry, pretože v nich prebiehajú významné premeny energie vzdušných hmôt z jedného typu na druhý.

    Na obr. 10 je schematicky znázornená poloha hlavných frontálnych rezov v strednej troposfére a pri zemskom povrchu. S atmosférickými frontami a frontálnymi zónami sú spojené početné poveternostné javy.

    Vznikajú tu cyklónové a anticyklonálne víry, vytvára sa hustá oblačnosť a zrážkové zóny a zosilňuje vietor.

    Pri prechode atmosferického frontu cez tento bod je zvyčajne zreteľne pozorované citeľné ochladenie alebo oteplenie, celý charakter počasia sa prudko mení. Zaujímavé znaky sa nachádzajú v štruktúre stratosféry.

    Planetárna frontálna zóna v strednej troposfére

    Ak sú v troposfére na rovníku teplo; vzduchových hmôt a na póloch - studený, potom v stratosfére, najmä v teplej polovici roka, je situácia presne opačná, na póloch je tu vzduch relatívne teplejší a na rovníku - studený.

    Teplotné a tlakové gradienty smerujú opačným smerom ako troposféra.

    Vplyvom vychyľovacej sily rotácie Zeme, ktorá viedla k vytvoreniu západovýchodného transportu v troposfére, vzniká v stratosfére zóna východozápadných vetrov.

    Priemerná poloha osí tryskových prúdov na severnej pologuli v zime

    Najvyššia rýchlosť vetra a následne aj najväčšia kinetická energia vzduchu sa pozoruje v prúdových prúdoch.

    Obrazne povedané, tryskové prúdy sú vzdušné rieky v atmosfére, rieky tečúce na hornej hranici troposféry, vo vrstvách oddeľujúcich troposféru od stratosféry, teda vo vrstvách blízko tropopauzy (obr. 11 a 12).

    Rýchlosť vetra v tryskových prúdoch dosahuje 250 - 300 km / h - v zime; a 100 - 140 km / h - v lete. Pomaly sa pohybujúce lietadlo, ktoré sa dostane do takéhoto prúdového prúdu, teda môže letieť „dozadu“.

    Priemerná poloha osí tryskových prúdov na severnej pologuli v lete

    Dĺžka tryskových prúdov dosahuje niekoľko tisíc kilometrov. Pod tryskovými prúdmi v troposfére sú pozorované širšie a menej prudké vzdušné „rieky“ – planetárne vysokohorské frontálne zóny, ktoré tiež zohrávajú veľkú úlohu vo všeobecnej cirkulácii atmosféry.

    Výskyt vysokých rýchlostí vetra v prúdových prúdoch a v planetárnych vysokohorských frontálnych zónach sa vyskytuje v dôsledku veľkého rozdielu teplôt vzduchu medzi susednými vzduchovými hmotami.

    Prítomnosť rozdielu v teplote vzduchu alebo, ako sa hovorí, „teplotný kontrast“ vedie k zvýšeniu vetra s výškou. Teória ukazuje, že takýto nárast je úmerný horizontálnemu teplotnému gradientu uvažovanej vzduchovej vrstvy.

    V stratosfére v dôsledku obrátenia meridionálneho teplotného gradientu vzduchu intenzita tryskových prúdov klesá a zanikajú.

    Napriek veľkému rozsahu planetárnych vysokohorských frontálnych zón a tryskových prúdov spravidla neobkolesujú celú zemeguľu, ale končia tam, kde horizontálne teplotné kontrasty medzi vzduchovými masami slabnú. Najčastejšie a najostrejšie sa teplotné kontrasty prejavujú na polárnom fronte, ktorý oddeľuje vzduch miernych zemepisných šírok od tropického vzduchu.

    Poloha osi vysokohorského frontálneho pásma s nevýznamnou meridionálnou výmenou vzdušných hmôt

    V systéme polárneho frontu sa často vyskytujú predné zóny planét a tryskové prúdy. Hoci v priemere majú planetárne vysokohorské frontálne zóny smer od západu na východ, v špecifických prípadoch je smer ich osí veľmi rôznorodý. Najčastejšie v miernych zemepisných šírkach majú zvlnený charakter. Na obr.

    13, 14 sú znázornené polohy osí výškových frontálnych pásiem v prípadoch stabilného západovýchodného transportu a v prípadoch rozvinutej meridionálnej výmeny vzdušných hmôt.

    Podstatným znakom prúdenia vzduchu v stratosfére a mezosfére nad rovníkovými a tropickými oblasťami je existencia niekoľkých vrstiev vzduchu s takmer opačnými smermi silného vetra.

    Vznik a vývoj tejto viacvrstvovej štruktúry veterného poľa sa tu mení v určitých, no nie celkom presne zhodných časových intervaloch, čo môže slúžiť aj ako istý prognostický znak.

    Ak k tomu pripočítame, že fenomén prudkého otepľovania v polárnej stratosfére, ktorý sa pravidelne vyskytuje v zime, je nejakým spôsobom spojený s procesmi v stratosfére prebiehajúcimi v tropických šírkach a s troposférickými procesmi v miernych a vysokých zemepisných šírkach, potom sa stáva jasné, aké zložité a rozmarné sú tie atmosférické procesy, ktoré priamo ovplyvňujú poveternostný režim v miernych zemepisných šírkach.

    Poloha osi vysokohorského frontálneho pásma s výraznou meridionálnou výmenou vzdušných hmôt

    Veľký význam pre vznik atmosférických procesov vo veľkom rozsahu má stav podložného povrchu, najmä stav hornej aktívnej vrstvy vody vo Svetovom oceáne. Povrch Svetového oceánu tvorí takmer 3/4 celého povrchu Zeme (obr. 15).

    Morské prúdy

    Oceánske vody vďaka svojej vysokej tepelnej kapacite a schopnosti ľahkého premiešania akumulujú teplo po dlhú dobu pri stretnutí s teplým vzduchom v miernych zemepisných šírkach a počas celého roka v južných šírkach. Nahromadené teplo s morskými prúdmi sa unáša ďaleko na sever a ohrieva okolité oblasti.

    Tepelná kapacita vody je niekoľkonásobne väčšia ako tepelná kapacita pôdy a hornín, ktoré tvoria krajinu. Zohriata vodná hmota slúži ako akýsi akumulátor tepla, ktorým zásobuje atmosféru. Treba si uvedomiť, že pevnina odráža slnečné lúče oveľa lepšie ako hladina oceánu.

    Povrch snehu a ľadu obzvlášť dobre odráža slnečné lúče; Od nej sa odráža 80-85% všetkého slnečného žiarenia dopadajúceho na sneh. Naopak, morská hladina pohltí takmer všetko žiarenie, ktoré na ňu dopadá (55 – 97 %). V dôsledku všetkých týchto procesov dostáva atmosféra priamo zo Slnka iba 1/3 všetkej prichádzajúcej energie.

    Zvyšné 2/3 energie prijíma zo spodnej plochy ohrievanej Slnkom, predovšetkým z vodnej hladiny. Prenos tepla z podkladového povrchu do atmosféry prebieha niekoľkými spôsobmi. Po prvé, veľké množstvo slnečného tepla sa spotrebuje na odparovanie vlhkosti z povrchu oceánu do atmosféry.

    Keď táto vlhkosť kondenzuje, uvoľňuje sa teplo, ktoré ohrieva okolitý vzduch. Po druhé, spodný povrch odovzdáva teplo atmosfére prostredníctvom turbulentného (t.j. vírového, neusporiadaného) prenosu tepla. Po tretie, teplo sa prenáša tepelným elektromagnetickým žiarením. V dôsledku interakcie oceánu s atmosférou dochádza v atmosfére k dôležitým zmenám.

    Vrstva atmosféry, do ktorej preniká teplo a vlhkosť oceánu, v prípadoch invázie studeného vzduchu na teplý povrch oceánu dosahuje 5 km a viac. V prípadoch, keď teplý vzduch preniká na studenú vodnú hladinu oceánu, výška, do ktorej siaha vplyv oceánu, nepresahuje 0,5 km.

    V prípadoch vniknutia studeného vzduchu závisí hrúbka jeho vrstvy, cez ktorú zasahuje vplyv oceánu, predovšetkým od veľkosti teplotného rozdielu vody a vzduchu. Ak je voda teplejšia ako vzduch, vzniká silná konvekcia, teda neusporiadané vzostupné pohyby vzduchu, ktoré vedú k prenikaniu tepla a vlhkosti do vysokých vrstiev atmosféry.

    Naopak, ak je vzduch teplejší ako voda, tak konvekcia nenastáva a vzduch mení svoje vlastnosti len v najnižších vrstvách. Nad teplým Golfským prúdom v Atlantickom oceáne pri invázii veľmi studeného vzduchu môže prenos tepla oceánu dosiahnuť až 2000 cal / cm2 za deň a šíri sa do celej troposféry.

    Teplý vzduch môže nad studeným povrchom oceánu stratiť 20-100 cal / cm2 za deň. Zmeny vo vlastnostiach vzduchu dopadajúceho na teplý alebo studený oceánsky povrch nastávajú pomerne rýchlo - takéto zmeny možno zaznamenať na úrovni 3 alebo 5 km v priebehu jedného dňa po začiatku invázie.

    Aké prírastky teploty vzduchu môžu byť výsledkom jeho premeny (zmeny) nad vodou pod hladinou? Ukazuje sa, že v chladnom polroku sa atmosféra nad Atlantikom zahreje v priemere o 6 ° a niekedy sa môže zahriať aj o 20 ° za deň. Atmosféra sa môže ochladiť o 2 až 10 ° za deň. Odhaduje sa, že na severe Atlantického oceánu, t.j.

    kde dochádza k najintenzívnejšiemu prenosu tepla z oceánu do atmosféry, oceán vydáva 10-30-krát viac tepla, ako prijíma z atmosféry. Zároveň je prirodzené, že zásoby tepla v oceáne sa dopĺňajú prílevom teplých oceánskych vôd z tropických zemepisných šírok. Vzduchové prúdy rozvádzajú teplo prijaté z oceánu na tisíce kilometrov. Vplyv otepľovania oceánov v zime vedie k tomu, že rozdiel teplôt vzduchu medzi severovýchodnými časťami oceánov a kontinentmi je v zemepisných šírkach 45-60° pri zemskom povrchu 15-20°, v strednej troposfére 4-5°. °. Napríklad vplyv otepľovania oceánov na klímu severnej Európy bol dobre študovaný.

    Severozápadná časť Tichého oceánu je v zime pod vplyvom studeného vzduchu ázijského kontinentu, takzvaného zimného monzúnu, ktorý zasahuje 1-2 tisíc km hlboko do oceánu v blízkovodnej vrstve a 3-4 tisíc km v strednej troposfére (obr. 16) ...

    Ročné množstvo tepla prenášaného morskými prúdmi

    V lete je nad oceánom chladnejšie ako nad kontinentmi, takže vzduch prichádzajúci z Atlantického oceánu ochladzuje Európu a vzduch ázijského kontinentu ohrieva Tichý oceán. Vyššie opísaný obrázok je však typický pre priemerné cirkulačné podmienky.

    Každodenné zmeny veľkosti a smeru tepelných tokov z podložného povrchu do atmosféry a späť sú veľmi rôznorodé a majú veľký vplyv na zmenu samotných atmosférických procesov.

    Existujú hypotézy, podľa ktorých zvláštnosti vývoja výmeny tepla medzi rôznymi časťami podkladového povrchu a atmosféry určujú stabilný charakter atmosférických procesov počas dlhých časových období.

    Ak sa vzduch zahreje nad abnormálne (nadnormálne) teplou vodnou hladinou jednej alebo druhej časti svetového oceánu v miernych zemepisných šírkach severnej pologule, potom sa v strednej troposfére vytvorí oblasť zvýšeného tlaku (barický hrebeň). , pozdĺž ktorého východného okraja sa z Arktídy začínajú presúvať masy studeného vzduchu a pozdĺž jeho západnej časti - prechod teplého vzduchu z tropických zemepisných šírok na sever. Táto situácia môže viesť k pretrvávaniu dlhodobej anomálie počasia v blízkosti zemského povrchu v určitých oblastiach – suché a horúce alebo daždivé a chladné letá, mrazivé a suché alebo teplé a zasnežené zimy. Oblačnosť sa veľmi výrazne podieľa na vzniku atmosférických procesov reguláciou dodávky slnečného tepla na zemský povrch. Oblačnosť výrazne zvyšuje podiel odrazeného žiarenia a tým znižuje zahrievanie zemského povrchu, čo následne ovplyvňuje charakter synoptických procesov. Ukazuje sa určité zdanie spätnej väzby: povaha atmosférickej cirkulácie ovplyvňuje vytváranie cloudových systémov a cloudové systémy zase ovplyvňujú zmenu cirkulácie. Zo skúmaných „pozemských“ faktorov ovplyvňujúcich formovanie počasia a cirkulácie vzduchu sme uviedli len tie najdôležitejšie. Činnosť Slnka zohráva osobitnú úlohu pri skúmaní príčin zmien vo všeobecnom OKRUHU atmosféry. Tu je potrebné rozlišovať zmeny cirkulácie vzduchu na Zemi v súvislosti so zmenami celkového tepelného toku prichádzajúceho zo Slnka na Zem v dôsledku kolísania hodnoty takzvanej slnečnej konštanty. Ako však ukazujú nedávne štúdie, v skutočnosti nie je striktne konštantná. Energia cirkulácie atmosféry sa neustále dopĺňa energiou, ktorú vysiela Slnko. Ak teda celková energia vyslaná Slnkom výrazne kolíše, potom to môže ovplyvniť zmenu cirkulácie a počasia na Zemi. Táto problematika ešte nebola dostatočne preskúmaná. Čo sa týka zmien slnečnej aktivity, je všeobecne známe, že na povrchu Slnka vznikajú rôzne poruchy, slnečné škvrny, fakle, vločky, protuberancie a pod.. Tieto poruchy spôsobujú prechodné zmeny v zložení slnečného žiarenia, ultrafialovej zložky a korpuskulárnej (tj pozostávajúce z nabitých častíc, hlavne protónov) žiarenia zo slnka. Niektorí meteorológovia sa domnievajú, že zmena slnečnej aktivity súvisí s troposférickými procesmi v zemskej atmosfére, teda s počasím.

    Posledné uvedené tvrdenie si vyžaduje ďalší výskum, a to najmä z dôvodu, že dobre prejavený 11-ročný cyklus slnečnej aktivity nie je jasne odhalený v poveternostných podmienkach na Zemi.

    Je známe, že existujú celé školy meteorologických prognostikov, ktorí celkom úspešne predpovedajú počasie v súvislosti so zmenami slnečnej aktivity.

    Vietor a všeobecná cirkulácia atmosféry

    Vietor je pohyb vzduchu z oblastí s vyšším tlakom vzduchu do oblastí s nižším tlakom. Rýchlosť vetra je určená veľkosťou rozdielu atmosférického tlaku.

    Vplyv vetra pri plavbe sa musí neustále brať do úvahy, pretože spôsobuje unášanie plavidla, búrkové vlny atď.
    V dôsledku nerovnomerného zahrievania rôznych častí zemegule existuje systém atmosférických prúdov v planetárnom meradle (všeobecná atmosférická cirkulácia).

    Prúdenie vzduchu sa skladá z jednotlivých vírov, ktoré sa náhodne pohybujú v priestore. Preto sa rýchlosť vetra meraná v ktoromkoľvek bode v priebehu času neustále mení. Najväčšie kolísanie rýchlosti vetra sa pozoruje v prízemnej vrstve. Aby bolo možné porovnať rýchlosti vetra, štandardná výška bola braná ako 10 metrov nad morom.

    Rýchlosť vetra je vyjadrená v metroch za sekundu, sila vetra - v bodoch. Vzťah medzi nimi určuje Beaufortova stupnica.

    Beaufortova stupnica

    Kolísanie rýchlosti vetra je charakterizované koeficientom nárazov vetra, ktorý sa chápe ako pomer maximálnej rýchlosti nárazov vetra k jeho priemernej rýchlosti dosiahnutej za 5-10 minút.
    So zvyšujúcou sa priemernou rýchlosťou vetra sa koeficient nárazu znižuje. Pri vysokej rýchlosti vetra je koeficient nárazu vzduchu približne 1,2 - 1,4.

    Pasáty sú vetry fúkajúce po celý rok jedným smerom v pásme od rovníka po 35° severnej šírky. NS. a do 30 ° S. NS. Smerovo stabilný: na severnej pologuli - severovýchodná, na južnej - juhovýchodnej. Rýchlosť - až 6 m / s.

    Monzúny sú vetry miernych zemepisných šírok, ktoré v lete vejú z oceánu na pevninu a v zime z pevniny do oceánu. Dosiahnite rýchlosť 20 m/s. Monzúny prinášajú na pobrežie v zime suché, jasné a chladné počasie, v lete zamračené, s dažďami a hmlami.

    Prievany vznikajú v dôsledku nerovnomerného ohrevu vody a pôdy počas dňa. Cez deň fúka vietor od mora na pevninu (morský vánok). V noci z chladeného pobrežia - k moru (pobrežný vánok). Rýchlosť vetra 5 - 10 m/s.

    Miestne vetry vznikajú v určitých oblastiach v dôsledku vlastností reliéfu a výrazne sa líšia od všeobecného prúdenia vzduchu: vznikajú v dôsledku nerovnomerného zahrievania (ochladzovania) podkladového povrchu. Podrobné informácie o miestnych vetroch sú uvedené v smeroch plavby a hydrometeorologických popisoch.

    Bora je silný a nárazový vietor fúkajúci z úbočia hory. Prináša výrazné ochladenie.

    Pozoruje sa v oblastiach, kde je nízky horský hrebeň ohraničený morom, v obdobiach, keď sa atmosférický tlak nad pevninou zvyšuje a teplota klesá v porovnaní s tlakom a teplotou nad morom.

    V oblasti Novorossijského zálivu funguje bóra v novembri až marci s priemernou rýchlosťou vetra okolo 20 m/s (jednotlivé poryvy môžu byť 50 – 60 m/s). Trvanie účinku je od jedného do troch dní.

    Podobné vetry sú zaznamenané na Novej Zemi, na stredomorskom pobreží Francúzska (mistral) a pri severnom pobreží Jadranského mora.

    Sirocco - horúci a vlhký vietor centrálneho Stredozemného mora sprevádzaný oblačnosťou a zrážkami.

    Tornáda sú víry nad morom s priemerom až niekoľko desiatok metrov, pozostávajúce z striekajúcej vody. Existujú až štvrť dňa a pohybujú sa rýchlosťou až 30 uzlov. Rýchlosť vetra vo vnútri tornáda môže dosiahnuť až 100 m/s.

    Búrkové vetry sa vyskytujú najmä v oblastiach s nízkym atmosférickým tlakom. Obzvlášť silné sú tropické cyklóny s rýchlosťou vetra často presahujúcou 60 m/s.

    Silné búrky pozorujeme aj v miernych zemepisných šírkach. Pri pohybe sa masy teplého a studeného vzduchu nevyhnutne dostávajú do vzájomného kontaktu.

    Prechodová zóna medzi týmito masami sa nazýva atmosférický front. Prechod frontu sprevádza prudká zmena počasia.

    Atmosférický front môže byť stacionárny alebo v pohybe. Rozlišujte medzi teplými, studenými frontami, ako aj oklúznymi frontami. Hlavné atmosférické fronty sú: arktický, polárny a tropický. Na synoptických mapách sú fronty zobrazené ako línie (front line).

    Teplý front vzniká, keď teplé vzduchové masy útočia na studené. Na poveternostných mapách je teplý front vyznačený plnou čiarou s polkruhmi pozdĺž frontu, smerujúcimi k chladnejšiemu vzduchu a smeru cesty.

    S približovaním teplého frontu začína klesať tlaková níž, hustne oblačnosť a padajú výdatné zrážky. V zime pri prechode frontu sa zvyčajne objavuje nízka vrstevnatá oblačnosť. Teplota a vlhkosť stúpajú pomaly.

    Keď prechádza front, teplota a vlhkosť zvyčajne rýchlo stúpajú a vietor zosilnie. Po prechode frontu sa zmení smer vetra (vietor sa točí v smere hodinových ručičiek), zastaví sa pokles tlaku a začne jeho slabý rast, oblačnosť sa rozplynie, zrážky ustanú.

    Studený front vzniká vtedy, keď masy studeného vzduchu útočia na teplejšie (obrázok 18.2). Na poveternostných mapách je studený front znázornený ako plná čiara s trojuholníkmi pozdĺž prednej strany smerujúcimi k vyšším teplotám a smerom. Tlak pred frontom silno a nerovnomerne klesá, loď sa ocitá v pásme prehánok, búrok, víchrice a silných vĺn.

    Oklúzny front je front vytvorený sútokom teplého a studeného frontu. Je znázornená plnou čiarou so striedajúcimi sa trojuholníkmi a polkruhmi.

    Teplý predný strih

    Studený predný strih

    Cyklón je atmosférický vír obrovského (od stoviek do niekoľko tisíc kilometrov) priemeru s nízkym tlakom vzduchu v strede. Vzduch v cyklóne cirkuluje na severnej pologuli proti smeru hodinových ručičiek a na južnej v smere hodinových ručičiek.

    Existujú dva hlavné typy cyklónov - extratropické a tropické.

    Prvé vznikajú v miernych alebo polárnych šírkach a na začiatku vývoja majú priemer tisícky kilometrov, v prípade takzvanej centrálnej cyklóny až niekoľko tisíc.

    Tropická cyklóna - Cyklóna vytvorená v tropických zemepisných šírkach, je to atmosférický vír s nízkym atmosférickým tlakom v strede s búrlivými rýchlosťami vetra. Vytvorené tropické cyklóny sa pohybujú so vzduchovými masami z východu na západ, pričom sa postupne odchyľujú k vysokým zemepisným šírkam.

    Takéto cyklóny sa vyznačujú aj tzv. "Eye of the storm" - centrálna oblasť s priemerom 20 - 30 km s pomerne jasným a pokojným počasím. Ročne je na svete pozorovaných asi 80 tropických cyklónov.

    Pohľad na cyklón z vesmíru

    Tropické cyklónové cesty

    Na Ďalekom východe a v juhovýchodnej Ázii sa tropické cyklóny nazývajú tajfúny (z čínskeho tai fyn - veľký vietor) a v Amerike - hurikány (španielsky: huracán, po indickom bohu vetra).
    Všeobecne sa uznáva, že búrka sa pri rýchlosti vetra nad 120 km/h zmení na hurikán, pri rýchlosti 180 km/h sa hurikán nazýva silný hurikán.

    7. Vietor. Všeobecná cirkulácia atmosféry

    Prednáška 7. Vietor. Všeobecná cirkulácia atmosféry

    Vietor – ide o pohyb vzduchu vzhľadom k zemskému povrchu, pri ktorom prevláda horizontálna zložka. Keď sa uvažuje o pohybe vetra nahor alebo nadol, berie sa do úvahy aj vertikálna zložka. Vietor sa vyznačuje tým smer, rýchlosť a impulzívnosť.

    Príčinou vetra je rozdiel v atmosférickom tlaku v rôznych bodoch, určený horizontálnym barickým gradientom. Tlak nie je rovnaký primárne kvôli rôznym stupňom ohrevu a ochladzovania vzduchu a s výškou klesá.

    Na znázornenie rozloženia tlaku na povrchu zemegule je tlak zakreslený na geografických mapách, meraný v rovnakom čase v rôznych bodoch a redukovaný do rovnakej výšky (napríklad na hladinu mora). Body s rovnakým tlakom sú spojené čiarami - izobary.

    Identifikujú sa tak oblasti vysokého (anticyklóny) a nízkeho (cyklóny) tlaku, smer ich pohybu na predpovedanie počasia. Z izobar môžete určiť veľkosť zmeny tlaku so vzdialenosťou.

    V meteorológii je tento koncept akceptovaný horizontálny barický gradient Je zmena tlaku na 100 km pozdĺž vodorovnej čiary kolmej na izobary z vysokého tlaku na nízky tlak. Táto zmena je zvyčajne 1–2 hPa / 100 km.

    Pohyb vzduchu sa vyskytuje v smere gradientu, ale nie v priamom smere, ale komplikovanejšie, v dôsledku interakcie síl vychyľujúcich vzduch v dôsledku rotácie zeme a trenia. Pod vplyvom rotácie Zeme sa pohyb vzduchu odchyľuje od barického gradientu vpravo na severnej pologuli, vľavo na južnej.

    Najväčšia odchýlka je pozorovaná na póloch a na rovníku je blízka nule. Trecia sila znižuje tak rýchlosť vetra, ako aj odchýlku od gradientu v dôsledku kontaktu s povrchom, ako aj vo vnútri vzdušnej hmoty v dôsledku rôznych rýchlostí v atmosfére. Kombinovaný vplyv týchto síl odkláňa vietor od sklonu nad pevninou o 45-55°, nad morom - o 70-80°.

    S pribúdajúcou nadmorskou výškou sa zvyšuje rýchlosť vetra a jeho vychýlenie až 90® na úrovni asi 1 km.

    Rýchlosť vetra sa zvyčajne meria v m/s, menej často v km/h a bodoch. Smer sa berie z miesta, kde vietor fúka, určuje sa v bodoch (je ich 16) alebo uhlových stupňoch.

    Používa sa na pozorovanie vetra lopatka, ktorý je inštalovaný vo výške 10-12 m. Ručný anemometer slúži na krátkodobé pozorovania rýchlosti v terénnych pokusoch.

    Anemorumbometer umožňuje na diaľku merať smer a rýchlosť vetra , anemorumbograf tieto ukazovatele priebežne zaznamenáva.

    Denné kolísanie rýchlosti vetra nad oceánmi sa takmer nepozoruje a je dobre zreteľné nad pevninou: na konci noci - minimum, popoludní - maximum. Ročný chod je určený zákonitosťami všeobecnej cirkulácie atmosféry a líši sa v regiónoch zemegule. Napríklad v Európe v lete - minimálna rýchlosť vetra, v zime - maximálna. Na východnej Sibíri je to naopak.

    Smer vetra na konkrétnom mieste sa často mení, ale ak vezmeme do úvahy frekvenciu vetra rôznych bodov, potom môžeme určiť, že niektoré sú častejšie. Na toto štúdium smerov sa používa graf nazývaný veterná ružica. Na každej priamke všetkých bodov sa odloží pozorovaný počet veterných udalostí za požadované obdobie a získané hodnoty na bodoch sa spoja čiarami.

    Vietor pomáha udržiavať konštantné zloženie plynov v atmosfére, mieša vzduchové hmoty, prenáša vlhký morský vzduch do vnútrozemia a dodáva im vlhkosť.

    Nepriaznivý vplyv vetra pre poľnohospodárstvo sa môže prejaviť zvýšeným výparom z povrchu pôdy, čo spôsobuje sucho, pri vysokých rýchlostiach vetra je možná veterná erózia pôd.

    Pri opeľovaní polí pesticídmi, pri zavlažovaní postrekovačmi treba brať do úvahy rýchlosť a smer vetra. Smer prevládajúcich vetrov treba poznať pri pokladaní lesných pásov, zadržiavaní snehu.

    Miestne vetry.

    Miestne vetry sú tzv vetry špecifické len pre určité geografické oblasti. Význam majú najmä z hľadiska vplyvu na poveternostné podmienky, ich pôvod je rôzny.

    Prievany – vetry v blízkosti pobrežia morí a veľkých jazier, ktoré majú prudkú dennú zmenu smeru... Poobede morský vánok fúka na breh z mora a v noci - pobrežný vánok fúka z pevniny na more (obr. 2).

    Sú výrazné za jasného počasia v teplom období, kedy je celková letecká doprava slabá. V iných prípadoch, napríklad pri prechode cyklónmi, môžu byť prievany maskované silnejšími prúdmi.

    Pohyb vetra počas vánkov sa pozoruje v niekoľkých stovkách metrov (do 1 - 2 km), s priemernou rýchlosťou 3 - 5 m / s av trópoch - a viac, preniká desiatky kilometrov hlboko do pevniny alebo mora.

    Vývoj vánku je spojený s dennými zmenami teploty zemského povrchu. Počas dňa sa pevnina ohrieva viac ako hladina vody, tlak nad ňou sa znižuje a vytvára sa prestup vzduchu z mora na pevninu. V noci sa pevnina ochladzuje rýchlejšie a silnejšie, vzduch sa transportuje z pevniny do mora.

    Denný vánok znižuje teplotu a zvyšuje relatívnu vlhkosť vzduchu, čo je výrazné najmä v trópoch. Napríklad v západnej Afrike, keď sa morský vzduch presunie na pevninu, teplota môže klesnúť o 10 ° C alebo viac a relatívna vlhkosť môže stúpnuť o 40 %.

    Vánok sa pozoruje aj na brehoch veľkých jazier: Ladoga, Onega, Bajkal, Sevan atď., Ako aj na veľkých riekach. V týchto oblastiach sú však prievany menej v horizontálnom a vertikálnom vývoji.

    Vetry z horského údolia sa pozorujú v horských systémoch hlavne v lete a svojou dennou frekvenciou sú podobné vánkom. Cez deň vyfukujú údolie a svahy hôr v dôsledku zahrievania slnkom a v noci, keď sa ochladí, vzduch prúdi po svahoch. Nočný pohyb vzduchu môže spôsobiť mrazy, čo je nebezpečné najmä na jar v období kvitnutia záhrad.

    Fyong –teplý a suchý vietor fúkajúci z hôr do dolín. Zároveň výrazne stúpa teplota vzduchu a klesá jeho vlhkosť, niekedy veľmi rýchlo. Pozorujú sa v Alpách, na západnom Kaukaze, na južnom pobreží Krymu, v horách Strednej Ázie, Jakutska, na východných svahoch Skalistých hôr a v iných horských systémoch.

    Foeong sa tvorí, keď prúd vzduchu prekročí hrebeň. Keďže na záveternej strane vzniká podtlak, vzduch je nasávaný dole vo forme povetria. Zostupujúci vzduch sa ohrieva podľa suchého adiabatického zákona: o 1 °C na každých 100 m klesania.

    Napríklad, ak v nadmorskej výške 3000 m mal vzduch teplotu -8 ° a relatívnu vlhkosť 100%, potom sa pri zostupe do údolia zahreje na 22 ° a vlhkosť klesne na 17 %. Ak vzduch stúpa po náveternom svahu, potom sa vodná para kondenzuje a tvoria sa oblaky, padajú zrážky a klesajúci vzduch bude ešte suchší.

    Trvanie sušiča vlasov je od niekoľkých hodín do niekoľkých dní. Fén môže spôsobiť intenzívne topenie snehu a záplavy, vysušiť pôdy, vegetáciu až smrť.

    Bora–je to silný, studený, nárazový vietor, ktorý fúka z nízkych pohorí smerom k teplejšiemu moru.

    Najznámejšia bóra je v Novorossijskom zálive Čierneho mora a na pobreží Jadranského mora v oblasti Terst. Pôvodom a prejavom podobný bóru sever v oblasti

    Baku, majstrovský na pobreží Stredozemného mora vo Francúzsku, severák v Mexickom zálive.

    Bora nastáva, keď masy studeného vzduchu prechádzajú cez pobrežný hrebeň. Vzduch prúdi nadol pod vplyvom gravitačnej sily, pričom vyvíja rýchlosť viac ako 20 m/s, pričom teplota výrazne klesá, niekedy až o 25 °C. Bora slabne pár kilometrov od pobrežia, no občas dokáže zachytiť značnú časť mora.

    V Novorossijsku sa bóra pozoruje asi 45 dní v roku, častejšie od novembra do marca, s trvaním do 3 dní, zriedkavo do týždňa.

    Všeobecná cirkulácia atmosféry

    Všeobecná cirkulácia atmosféry– je to zložitý systém veľkých vzdušných prúdov, ktoré prenášajú veľmi veľké vzduchové hmoty nad Zemou.

    V atmosfére blízko zemského povrchu v polárnych a tropických zemepisných šírkach sa pozoruje transport smerom na východ, v miernych šírkach na západ.

    Pohyb vzdušných hmôt komplikuje rotácia Zeme, ako aj reliéf a vplyv oblastí vysokého a nízkeho tlaku. Odchýlka vetrov od dominantných smerov je až 70o.

    V procese ohrievania a ochladzovania obrovských vzdušných hmôt nad Zemou vznikajú oblasti vysokého a nízkeho tlaku, ktoré určujú smer prúdenia vzduchu planét. Na základe dlhodobých priemerných hodnôt tlaku na hladine mora boli odhalené nasledujúce zákonitosti.

    Na oboch stranách rovníka sa nachádza zóna nízkeho tlaku (v januári - medzi 15 ° N a 25 ° S zemepisnej šírky, v júli - od 35 ° N do 5 ° S). Táto zóna tzv rovníková depresia, sa šíri skôr na pologuli, kde je v danom mesiaci leto.

    Smerom na sever a juh od nej sa tlak zvyšuje a dosahuje maximálne hodnoty v subtropické zóny vysokého tlaku(v januári - na 30 - 32° severnej a južnej šírky, v júli - na 33 - 37° severnej šírky a 26 - 30° južnej šírky). Od subtrópov až po mierne pásma tlaková níž výrazne klesá najmä na južnej pologuli.

    Minimálny tlak je v dvoch subpolárne zóny nízkeho tlaku(75-65® N a 60-65® S). Ďalej smerom k pólom sa tlak opäť zvyšuje.

    V súlade s tlakovými zmenami sa lokalizuje aj meridionálny tlakový gradient. Smeruje zo subtrópov na jednej strane - k rovníku, na druhej strane - do subpolárnych zemepisných šírok, od pólov do subpolárnych zemepisných šírok. Tomu zodpovedá aj zonálny smer vetra.

    Severovýchodné a juhovýchodné vetry veľmi často fúkajú cez Atlantický oceán, Tichý oceán a Indický oceán - pasáty... Západné vetry na južnej pologuli sa v zemepisných šírkach 40-60o ohýbajú okolo celého oceánu.

    Na severnej pologuli v miernych zemepisných šírkach sa západné vetry neustále prejavujú len nad oceánmi a nad kontinentmi sú smery komplikovanejšie, aj keď prevládajú aj západné vetry.

    Východné vetry polárnych zemepisných šírok sú zreteľne pozorované iba pozdĺž okrajov Antarktídy.

    Na juhu, východe a severe Ázie dochádza od januára do júla k prudkej zmene smeru vetrov – ide o oblasti monzúnov... Príčiny monzúnov sú podobné ako pri vánkoch. V lete sa pevnina Ázie veľmi zahrieva a rozprestiera sa nad ňou oblasť nízkeho tlaku vzduchu, kam sa z oceánu rútia vzduchové masy.

    Výsledný letný monzún spôsobuje veľké množstvo zrážok, často búrlivého charakteru. V zime sa nad Áziou vytvára vysoký tlak v dôsledku intenzívnejšieho ochladzovania pevniny v porovnaní s oceánom a studený vzduch sa presúva do oceánu a vytvára zimný monzún s jasným suchým počasím. Monzúny prenikajú viac ako 1000 km vo vrstve nad pevninou až do 3-5 km.

    Vzduchové hmoty a ich klasifikácia.

    Vzduchová hmota- je to veľmi veľké množstvo vzduchu, ktoré pokrýva oblasť miliónov štvorcových kilometrov.

    V procese všeobecnej cirkulácie atmosféry sa vzduch rozdeľuje na samostatné vzduchové hmoty, ktoré dlho zostávajú na obrovskom území, získavajú určité vlastnosti a určujú rôzne typy počasia.

    Keď sa tieto masy presúvajú do iných oblastí Zeme, prinášajú so sebou svoj vlastný poveternostný režim. Prevaha vzdušných hmôt určitého typu (typov) v určitom regióne vytvára charakteristický klimatický režim regiónu.

    Hlavné rozdiely vo vzduchových hmotách: teplota, vlhkosť, oblačnosť, prašnosť. Napríklad v lete je vzduch nad oceánmi vlhkejší, chladnejší a čistejší ako nad pevninou v rovnakej zemepisnej šírke.

    Čím dlhšie je vzduch nad jednou oblasťou, tým viac podlieha zmenám, preto sa vzduchové hmoty klasifikujú podľa geografických zón, kde sa vytvorili.

    Existujú hlavné typy: 1) Arktída (Antarktida), ktoré sa pohybujú od pólov, z oblastí vysokého tlaku; 2) miernych zemepisných šírkach„Polárne“ - na severnej a južnej pologuli; 3) tropický- presunúť sa zo subtrópov a trópov do miernych zemepisných šírok; 4) rovníkový- vznikajú nad rovníkom. V každom type sa rozlišujú morské a kontinentálne podtypy, ktoré sa líšia predovšetkým teplotou a vlhkosťou v rámci typu. Vzduch, ktorý je v neustálom pohybe, prechádza z oblasti formovania do susedných oblastí a postupne mení svoje vlastnosti pod vplyvom podkladového povrchu a postupne prechádza do hmoty iného typu. Tento proces sa nazýva transformácia.

    Chladný vzduchové hmoty sú tie, ktoré sa presúvajú na teplejší povrch. Spôsobujú návaly chladu v oblastiach, do ktorých prichádzajú.

    Pri pohybe sa ohrievajú od zemského povrchu, preto vo vnútri hmôt vznikajú veľké vertikálne teplotné gradienty a rozvíja sa konvekcia s tvorbou kupovitých a kupovitých oblakov a zrážok.

    Vzduchové hmoty pohybujúce sa k chladnejšiemu povrchu sa nazývajú teplý omši. Prinášajú oteplenie, ale samy sú ochladzované zdola. Nerozvíja sa v nich konvekcia a prevláda stratusová oblačnosť.

    Susedné vzduchové hmoty sú oddelené prechodovými zónami, ktoré sú silne naklonené k zemskému povrchu. Tieto zóny sa nazývajú fronty.

    Spolu s geografickou šírkou je dôležitým klimatickým faktorom cirkulácia atmosféry, teda pohyb vzdušných hmôt.

    Vzduchové hmoty- významné objemy troposférického vzduchu, ktorý má určité vlastnosti (teplota, obsah vlhkosti), v závislosti od charakteristík oblasti jeho vzniku a pohybu ako celku.

    Dĺžka vzduchovej hmoty môže byť tisíce kilometrov a smerom nahor môže siahať až k hornej hranici troposféry.

    Podľa rýchlosti pohybu sa vzduchové hmoty delia do dvoch skupín: pohyblivé a lokálne. Sťahovanie vzduchové hmoty sa v závislosti od teploty podkladového povrchu delia na teplé a studené. Teplá vzduchová hmota – pohybujúca sa na studený podkladový povrch, studená hmota – pohybujúca sa na teplejší povrch. Lokálne vzduchové hmoty sú vzduchové hmoty, ktoré dlhodobo nemenia svoju geografickú polohu. Môžu byť trvalé a nestabilné v závislosti od ročného obdobia a môžu byť suché a mokré.

    Existujú štyri hlavné typy vzduchových hmôt: rovníková, tropická, mierna, arktická (Antarktida). Okrem toho je každý z typov rozdelený na podtypy: morské a kontinentálne, ktoré sa navzájom líšia vlhkosťou. Napríklad arktická morská masa sa vytvára nad severnými morami - Barentsovým a Bielym morom, vyznačuje sa podobne ako kontinentálna vzduchová hmota, ale s mierne zvýšenou vlhkosťou. (pozri obr. 1).

    Ryža. 1. Oblasť tvorby arktických vzdušných hmôt

    Podnebie Ruska do tej či onej miery tvorí všetky vzdušné hmoty, s výnimkou rovníkovej.

    Zvážte vlastnosti rôznych hmôt obiehajúcich v našej krajine. Arktída vzduchová hmota sa tvorí najmä nad Arktídou v polárnych šírkach, charakteristických nízkymi teplotami v zime a v lete. Vyznačuje sa nízkou absolútnou vlhkosťou a vysokou relatívnou vlhkosťou. Táto vzduchová hmota dominuje celoročne v arktickej zóne a v zime sa presúva do subarktídy. Mierne vzduchová hmota vzniká v miernych zemepisných šírkach, kde sa teplota mení v závislosti od ročného obdobia: relatívne vysoká v lete, relatívne nízka v zime. Podľa ročných období vlhkosť závisí aj od miesta vzniku. Táto vzduchová hmota dominuje v miernom pásme. Čiastočne na území Ruska dominuje o tropický vzdušných hmôt. Vznikajú v tropických zemepisných šírkach a majú vysoké teploty. Absolútna vlhkosť závisí od miesta vzniku a relatívna vlhkosť je zvyčajne nízka (pozri obr. 2).

    Ryža. 2. Charakteristika vzdušných hmôt

    Prechod rôznych vzdušných hmôt na území Ruska určuje rozdiel v počasí. Napríklad všetky „studené vlny“ na územie našej krajiny prichádzajúce zo severu sú arktické vzduchové hmoty a na juh európskej časti prichádzajú tropické vzduchové hmoty z Malej Ázie alebo niekedy zo severu Afriky (prinášajú horúce, suché počasie).

    Zvážte, ako vzduchové hmoty cirkulujú cez územie našej krajiny.

    Cirkulácia atmosféry je systém pohybov vzdušných hmôt. Rozlišujte všeobecnú cirkuláciu atmosféry v mierke celej zemegule a lokálnu cirkuláciu atmosféry nad jednotlivými územiami a vodnými plochami.

    Proces cirkulácie vzdušných hmôt poskytuje územiu vlhkosť a tiež ovplyvňuje teplotu. Vzduchové hmoty sa pohybujú pod vplyvom centier atmosférického tlaku a stredy sa menia v závislosti od ročného obdobia. Preto sa menia smery prevládajúcich vetrov, ktoré privádzajú na územie našej krajiny vzduchové hmoty. Napríklad európske Rusko a západné oblasti Sibíri sú pod vplyvom neustáleho západného vetra. Nesú morské mierne vzdušné masy miernych zemepisných šírok. Vznikajú nad Atlantikom (pozri obr. 3).

    Ryža. 3. Pohyb morských miernych vzdušných hmôt

    Keď západný transport zoslabne, arktická vzduchová hmota prichádza so severnými vetrami. Prináša prudké ochladenie, skoré jesenné a neskoré jarné mrazy. (pozri obr. 4).

    Ryža. 4. Pohyb arktickej vzduchovej hmoty

    Kontinentálny tropický vzduch na území ázijskej časti našej krajiny pochádza zo Strednej Ázie alebo zo severnej Číny a do európskej časti krajiny prichádza z Maloázijského polostrova alebo dokonca zo severnej Afriky, častejšie sa však tvorí na území severnej Ázie, Kazachstanu, Kaspickej nížiny. Tieto územia ležia v miernom klimatickom pásme. Vzduch nad nimi sa však v lete veľmi zohreje a nadobúda vlastnosti tropickej vzduchovej hmoty. V západných oblastiach Sibíri po celý rok prevláda kontinentálna mierna vzduchová hmota, takže zimy sú tu jasné a mrazivé a letá sú dosť teplé. Aj nad Severným ľadovým oceánom v Grónsku sú zimy teplejšie.

    V dôsledku silného ochladenia nad ázijskou časťou našej krajiny sa na východnej Sibíri vytvára oblasť silného ochladenia (oblasť vysokého tlaku - ). Jeho centrum sa nachádza v regiónoch Transbaikalia, Republika Tyva a Severné Mongolsko. Veľmi studený kontinentálny vzduch sa z neho šíri rôznymi smermi. Svoj vplyv rozširuje na rozsiahle územia. Jeden z jeho smerov je severovýchod až po pobrežie Chukchi, druhý - na západ cez severný Kazachstan a na juh od ruskej (východoeurópskej) nížiny až po asi 50º s. Počasie je jasné a mrazivé s trochou snehu. V lete vplyvom oteplenia mizne ázijské maximum (sibírska anticyklóna) a vzniká tlaková níž. (pozri obr. 5).

    Ryža. 5. Sibírska anticyklóna

    Sezónne striedanie oblastí vysokého a nízkeho tlaku vytvára monzúnovú atmosférickú cirkuláciu na Ďalekom východe. Je dôležité si uvedomiť, že pri prechode cez určité územia sa vzduchové hmoty môžu meniť v závislosti od vlastností podkladového povrchu. Tento proces sa nazýva transformácia vzdušných hmôt... Napríklad suchá a studená arktická vzduchová hmota prechádzajúca územím Východoeurópskej (Ruskej) nížiny sa zahrieva a v oblasti Kaspickej nížiny je veľmi suchá a horúca, čo je príčinou suchých vetrov.

    Ázijská vysoká alebo, ako sa tomu hovorí, sibírska anticyklóna je oblasť so zvýšeným tlakom, ktorá sa tvorí nad Strednou Áziou a východnou Sibírou. Prejavuje sa v zime a vzniká v dôsledku ochladzovania územia v podmienkach obrovskej veľkosti a reliéfu depresie. V centrálnej časti maxima nad Mongolskom a Južnou Sibírou tlak v januári miestami dosahuje 800 mm Hg. čl. Ide o najvyšší zaznamenaný tlak na Zemi. V zime sa tu rozprestiera veľká sibírska anticyklóna, obzvlášť stabilná od novembra do marca. Zima je tu taká pokojná, že keď je málo snehu, konáre stromov sa od „neotrasiteľného“ snehu dlho vybielia. Mrazy už od októbra dosahujú -20 ... -30 ºС av januári často dosahujú -60 ºC. Priemerná mesačná teplota klesá na -43º, chladno je najmä v nížinách, kde stagnuje studený ťažký vzduch. V pokojnom počasí nie je ťažké znášať silné mrazy, ale pri -50 ° je už ťažké dýchať, pozorujú sa prízemné hmly. Takéto mrazy sťažujú pristátie lietadiel.

    Bibliografia

    1. Geografia Ruska. Príroda. Populácia. 1 hod. 8 trieda / V.P. Dronov, I.I. Barinová, V. Ya Rom, A.A. Lobzhanidze.
    2. V.B. Pyatunin, E.A. colnice. Geografia Ruska. Príroda. Populácia. 8. trieda.
    3. Atlas. Geografia Ruska. Obyvateľstvo a hospodárstvo. - M .: Drop, 2012.
    4. V.P. Dronov, L.E.Savelyeva. UMK (výchovno-metodická stavebnica) „SPHERES“. Učebnica „Rusko: príroda, obyvateľstvo, hospodárstvo. 8. trieda“. Atlas.
    1. Klimatické faktory a atmosférická cirkulácia ().
    2. Vlastnosti vzdušných hmôt, ktoré tvoria klímu Ruska ().
    3. Západná preprava vzdušných hmôt ().
    4. Vzduchové hmoty ().
    5. Cirkulácia atmosféry ().

    Domáca úloha

    1. Aký prenos vzduchovej hmoty u nás prevláda?
    2. Aké vlastnosti majú vzduchové hmoty a od čoho to závisí?