มวลอากาศในชั้นบรรยากาศ การเคลื่อนที่ของมวลอากาศ แรงอะไรทำให้มวลอากาศเคลื่อนที่

การควบแน่นคือการเปลี่ยนแปลงของ covocation ของสารจากก๊าซเป็นของเหลวหรือของแข็ง แต่การควบแน่นใน Masaba ของดาวเคราะห์คืออะไร?

ในช่วงเวลาใดก็ตาม ชั้นบรรยากาศของโลกมีความชื้นมากกว่า 13 พันล้านตัน ตัวเลขนี้เกือบจะคงที่ เนื่องจากการสูญเสียเนื่องจากการตกตะกอนจะถูกเติมเต็มอย่างต่อเนื่องโดยการระเหยในท้ายที่สุด

อัตราการไหลเวียนของความชื้นในบรรยากาศ

อัตราการหมุนเวียนของความชื้นในชั้นบรรยากาศอยู่ที่ประมาณตัวเลขมหาศาล - ประมาณ 16 ล้านตันต่อวินาทีหรือ 505 พันล้านตันต่อปี หากจู่ๆ ไอน้ำในชั้นบรรยากาศก็ควบแน่นและตกลงมาในรูปของฝน แสดงว่าน้ำนี้สามารถปกคลุมพื้นผิวโลกทั้งหมดด้วยชั้นประมาณ 2.5 เซนติเมตร กล่าวอีกนัยหนึ่งคือ ชั้นบรรยากาศมีความชื้นในปริมาณที่เท่ากัน มีฝนเพียง 2.5 เซนติเมตร

โมเลกุลของไอในบรรยากาศนานแค่ไหน?

เนื่องจากบนโลกโดยเฉลี่ยลดลง 92 เซนติเมตรต่อปีดังนั้นความชื้นในบรรยากาศจึงได้รับการต่ออายุ 36 ครั้งนั่นคือ 36 เท่าของบรรยากาศอิ่มตัวด้วยความชื้นและเป็นอิสระจากมัน ซึ่งหมายความว่าโมเลกุลของไอน้ำจะอยู่ในบรรยากาศเป็นเวลาเฉลี่ย 10 วัน

เส้นทางโมเลกุลน้ำ

เมื่อระเหยไป โมเลกุลของไอน้ำมักจะล่องลอยไปหลายร้อยหลายพันกิโลเมตรจนกระทั่งควบแน่นและตกตะกอนบนโลก น้ำ หิมะ หรือลูกเห็บบนที่สูงของยุโรปตะวันตก เอาชนะประมาณ 3000 กม. จากมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือ กระบวนการทางกายภาพหลายอย่างเกิดขึ้นระหว่างการเปลี่ยนแปลงของน้ำของเหลวเป็นไอน้ำและการตกตะกอนบนโลก

จากพื้นผิวที่อบอุ่นของมหาสมุทรแอตแลนติก โมเลกุลของน้ำเข้าสู่อากาศชื้นที่อบอุ่น ซึ่งต่อมาจะลอยขึ้นเหนืออากาศที่เย็นกว่า (หนาแน่นกว่า) และอากาศที่แห้งกว่าโดยรอบ

หากตรวจพบมวลอากาศปั่นป่วนรุนแรงในกรณีนี้ ชั้นผสมและเมฆจะปรากฏในชั้นบรรยากาศที่เส้นขอบของมวลอากาศสองก้อน ประมาณ 5% ของปริมาตรคือความชื้น อากาศที่อิ่มตัวด้วยไอน้ำจะเบากว่าเสมอ อย่างแรก เนื่องจากได้รับความร้อนและมาจากพื้นผิวที่อบอุ่น และประการที่สอง เนื่องจากไอน้ำบริสุทธิ์ 1 ลูกบาศก์เมตร จะเบากว่าอากาศแห้งสะอาด 1 ลูกบาศก์เมตรที่อุณหภูมิเท่ากันประมาณ 2/5 และ ความดัน. จากนี้ไปอากาศชื้นจะเบากว่าอากาศแห้ง และอบอุ่นและชื้นยิ่งขึ้นไปอีก ดังที่เราจะได้เห็นในภายหลัง นี่เป็นข้อเท็จจริงที่สำคัญมากสำหรับกระบวนการเปลี่ยนแปลงสภาพอากาศ

มวลอากาศเคลื่อนที่

อากาศสามารถเพิ่มขึ้นได้ด้วยเหตุผลสองประการ: เพราะมันเบาลงอันเป็นผลมาจากความร้อนและความชื้น หรือเพราะแรงกระทำต่ออากาศซึ่งทำให้อากาศลอยขึ้นเหนือสิ่งกีดขวางบางอย่าง เช่น ท่ามกลางอากาศที่เย็นกว่าและหนาแน่นกว่า หรือเหนือเนินเขาและภูเขา .

คูลลิ่ง

อากาศที่เพิ่มขึ้นซึ่งตกลงไปในชั้นต่างๆ ด้วยความกดอากาศต่ำ จะถูกบังคับให้ขยายตัวและทำให้เย็นลงในเวลาเดียวกัน การขยายตัวต้องใช้พลังงานจลน์ซึ่งใช้พลังงานความร้อนและพลังงานศักย์ของอากาศในบรรยากาศ และกระบวนการนี้จะทำให้อุณหภูมิลดลงอย่างหลีกเลี่ยงไม่ได้ อัตราการเย็นตัวของอากาศที่เพิ่มขึ้นมักจะเปลี่ยนแปลงหากส่วนนี้ผสมกับอากาศโดยรอบ

การไล่ระดับอะเดียแบติกแบบแห้ง

อากาศแห้งซึ่งไม่มีการควบแน่นหรือการระเหยรวมทั้งการผสมไม่ได้รับพลังงานในรูปแบบอื่นจะถูกทำให้เย็นหรือให้ความร้อนในอัตราคงที่ (โดย 1 ° C ทุก ๆ 100 เมตร) เมื่อขึ้นหรือลง ค่านี้เรียกว่าการไล่ระดับสีแบบอะเดียแบติกแบบแห้ง แต่ถ้ามวลอากาศที่เพิ่มขึ้นมีความชื้นและเกิดการควบแน่น ความร้อนแฝงของการควบแน่นจะถูกปล่อยออกมาและอุณหภูมิของอากาศที่อิ่มตัวด้วยไอน้ำจะลดลงช้ากว่ามาก

การไล่ระดับอะเดียแบติกแบบเปียก

จำนวนการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมินี้เรียกว่าการไล่ระดับสีเปียก-อะเดียแบติก มันไม่คงที่ แต่เปลี่ยนแปลงด้วยการเปลี่ยนแปลงของค่าความร้อนแฝงที่ปล่อยออกมา กล่าวคือ ขึ้นอยู่กับปริมาณของไอน้ำควบแน่น ปริมาณไอน้ำขึ้นอยู่กับอุณหภูมิของอากาศที่ลดลง ในชั้นล่างของบรรยากาศที่อากาศอบอุ่นและมีความชื้นสูง การไล่ระดับความชื้นแบบอะเดียแบติกจะมากกว่าครึ่งหนึ่งของการไล่ระดับสีแบบแห้ง-อะเดียแบติกเล็กน้อย แต่การไล่ระดับแบบเปียก-อะเดียแบติกจะค่อยๆ เพิ่มขึ้นตามความสูง และที่ระดับความสูงที่สูงมากในชั้นโทรโพสเฟียร์นั้นแทบจะเท่ากับการไล่ระดับแบบแห้ง-อะเดียแบติก

การลอยตัวของอากาศเคลื่อนที่ถูกกำหนดโดยความสัมพันธ์ระหว่างอุณหภูมิกับอุณหภูมิของอากาศโดยรอบ ตามกฎแล้ว ในบรรยากาศจริง อุณหภูมิของอากาศจะลดลงไม่สม่ำเสมอกับระดับความสูง (การเปลี่ยนแปลงนี้เรียกง่ายๆ ว่าการไล่ระดับสี)

หากมวลอากาศอุ่นขึ้นและมีความหนาแน่นน้อยกว่าอากาศโดยรอบ (และความชื้นคงที่) อากาศก็จะลอยขึ้นในลักษณะเดียวกับที่ลูกบอลของเด็กจุ่มลงในถัง ในทางกลับกัน เมื่ออากาศที่เคลื่อนที่เย็นกว่าอากาศโดยรอบ ความหนาแน่นของอากาศก็จะสูงขึ้นและตกลงมา หากอากาศมีอุณหภูมิเท่ากับมวลข้างเคียง ความหนาแน่นของอากาศจะเท่ากันและมวลยังคงนิ่งหรือเคลื่อนที่ร่วมกับอากาศโดยรอบเท่านั้น

ดังนั้น มีสองกระบวนการในชั้นบรรยากาศ กระบวนการหนึ่งมีส่วนช่วยในการพัฒนาการเคลื่อนที่ของอากาศในแนวดิ่ง และอีกกระบวนการหนึ่งทำให้การเคลื่อนที่ช้าลง

หากคุณพบข้อผิดพลาด โปรดเลือกข้อความและกด Ctrl + Enter.

ตอบคำถามมวลอากาศคืออะไร เรียกได้ว่าเป็นที่อยู่อาศัยของมนุษย์ เราหายใจ มองเห็น รู้สึกได้ทุกวัน หากปราศจากอากาศโดยรอบ มนุษยชาติก็ไม่สามารถดำเนินชีวิตต่อไปได้

บทบาทของกระแสในวัฏจักรธรรมชาติ

มวลอากาศคืออะไร? มันทำให้สภาพอากาศเปลี่ยนแปลง เนื่องจากการเคลื่อนที่ตามธรรมชาติของสิ่งแวดล้อม ปริมาณน้ำฝนจึงเคลื่อนตัวไปหลายพันกิโลเมตรทั่วโลก หิมะและฝน ความหนาวเย็นและความอบอุ่นมาตามรูปแบบที่กำหนดไว้ นักวิทยาศาสตร์สามารถทำนายการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศโดยเจาะลึกถึงรูปแบบของภัยธรรมชาติ

ลองตอบคำถาม: มวลอากาศคืออะไร? ตัวอย่างที่โดดเด่น ได้แก่ พายุไซโคลนที่เคลื่อนที่อย่างต่อเนื่อง ความร้อนหรือความเย็นมาพร้อมกับพวกเขา พวกมันเคลื่อนที่ด้วยรูปแบบคงที่ แต่ในบางกรณีหายาก พวกเขาเบี่ยงเบนไปจากวิถีปกติ อันเป็นผลมาจากการรบกวนดังกล่าวทำให้เกิดหายนะในธรรมชาติ

ดังนั้น ในทะเลทราย หิมะตกลงมาจากพายุหมุนที่มีอุณหภูมิต่างกัน หรือเกิดพายุทอร์นาโดและพายุเฮอริเคน ทั้งหมดนี้เกี่ยวข้องกับคำตอบของคำถาม: มวลอากาศคืออะไร? ขึ้นอยู่กับสถานะของมัน อากาศจะเป็นอย่างไร ความอิ่มตัวของอากาศด้วยออกซิเจนหรือความชื้น

การเปลี่ยนแปลงของความร้อนและความเย็น: สาเหตุ

มวลอากาศเป็นปัจจัยหลักในการก่อตัวของสภาพอากาศบนโลก ความร้อนของชั้นบรรยากาศเกิดจากพลังงานที่ได้รับจากดวงอาทิตย์ เนื่องจากการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิ ความหนาแน่นของอากาศเปลี่ยนแปลง พื้นที่กระจัดกระจายมากขึ้นเต็มไปด้วยปริมาตรที่หนาแน่น

มวลอากาศเป็นชุดของสถานะต่างๆ ของชั้นก๊าซในชั้นบรรยากาศ ขึ้นอยู่กับการกระจายความร้อนอันเนื่องมาจากการเปลี่ยนแปลงของกลางวันและกลางคืน ในความมืด อากาศเย็นลง มีลมปรากฏขึ้น เคลื่อนจากชั้นที่หนาแน่นขึ้นไปสู่ชั้นที่หายาก ความแรงของการไหลขึ้นอยู่กับอัตราการลดลงของอุณหภูมิ ภูมิประเทศ ความชื้น

การเคลื่อนที่ของมวลได้รับอิทธิพลจากอุณหภูมิที่ลดลงทั้งในแนวนอนและแนวตั้ง ในตอนกลางวัน โลกได้รับความร้อนจากดวงอาทิตย์ เริ่มส่งไปยังชั้นบรรยากาศด้านล่างในตอนเย็น กระบวนการนี้ดำเนินไปตลอดทั้งคืน และในตอนเช้าไอน้ำจะกระจุกตัวอยู่ในอากาศ ทำให้เกิดฝน: น้ำค้าง ฝน หมอก

สถานะก๊าซคืออะไร?

ลักษณะของมวลอากาศเป็นค่าเชิงปริมาณที่สามารถอธิบายสถานะบางอย่างของชั้นก๊าซและให้การประเมินได้

มีตัวบ่งชี้หลักสามประการของชั้นโทรโพสเฟียร์:

• อุณหภูมิให้ข้อมูลเกี่ยวกับที่มาของการกระจัดมวล
• ความชื้นเพิ่มขึ้นในบริเวณใกล้ทะเล ทะเลสาบ และแม่น้ำ
• ความโปร่งใสถูกกำหนดจากภายนอก พารามิเตอร์นี้ได้รับอิทธิพลจากอนุภาคฝุ่นที่ลอยอยู่ในอากาศ

มวลอากาศประเภทต่อไปนี้มีความโดดเด่น:

• เขตร้อน - เคลื่อนไปสู่ละติจูดพอสมควร
• อาร์กติก - มวลเย็นเคลื่อนไปสู่ละติจูดที่อบอุ่นจากส่วนเหนือของโลก
• แอนตาร์กติก - เย็นเคลื่อนตัวจากขั้วโลกใต้
• ในทางตรงกันข้ามมวลอากาศอุ่นและเคลื่อนไปที่ขั้วเย็น
• เส้นศูนย์สูตร - อบอุ่นที่สุดและแตกต่างในพื้นที่ที่มีอุณหภูมิต่ำกว่า

ชนิดย่อย

เมื่อมวลอากาศเคลื่อนที่ มวลอากาศจะเปลี่ยนจากประเภททางภูมิศาสตร์หนึ่งเป็นอีกประเภทหนึ่ง มีประเภทย่อย: ทวีปทะเล ดังนั้นอดีตจึงเหนือกว่าฝั่งบก ส่วนหลังนำความชื้นจากทะเลและมหาสมุทรอันกว้างใหญ่ อุณหภูมิจะลดลงอย่างสม่ำเสมอสำหรับมวลดังกล่าว ขึ้นอยู่กับฤดูกาล: ในฤดูร้อน ลมจากบกจะอุ่นขึ้นมาก และในฤดูหนาวลมทะเล

ทุกที่ที่มีมวลอากาศแพร่หลายอยู่เสมอเนื่องจากกฎหมายที่จัดตั้งขึ้น พวกมันกำหนดสภาพอากาศในพื้นที่ที่กำหนด และด้วยเหตุนี้ สิ่งนี้นำไปสู่ความแตกต่างของพืชและสัตว์ เมื่อเร็ว ๆ นี้การเปลี่ยนแปลงของมวลอากาศได้เปลี่ยนแปลงไปอย่างมากเนื่องจากชีวิตมนุษย์

การเปลี่ยนแปลงของมวลอากาศนั้นเด่นชัดกว่าบนชายฝั่งซึ่งกระแสน้ำจากพื้นดินและทะเลมาบรรจบกัน ในบางพื้นที่ ลมจะไม่สงบลงแม้แต่วินาทีเดียว ส่วนใหญ่มักจะแห้งและไม่เปลี่ยนทิศทางเป็นเวลานาน

การเปลี่ยนแปลงของลำธารในธรรมชาติเป็นอย่างไร?

มวลอากาศสามารถมองเห็นได้ภายใต้เงื่อนไขบางประการ เมฆ เมฆ หมอก เป็นตัวอย่างของปรากฏการณ์ดังกล่าว พวกเขาสามารถอยู่ได้ทั้งที่ระดับความสูงหลายพันกิโลเมตรและเหนือพื้นดินโดยตรง หลังเกิดขึ้นเมื่ออุณหภูมิแวดล้อมลดลงอย่างรวดเร็วจากความชื้นสูง

ดวงอาทิตย์มีบทบาทสำคัญในขบวนการเคลื่อนที่ของมวลอากาศอย่างไม่รู้จบ การเปลี่ยนแปลงของกลางวันและกลางคืนนำไปสู่ความจริงที่ว่ากระแสน้ำพุ่งขึ้นไปพร้อมกับอนุภาคของน้ำ สูงขึ้นไปบนท้องฟ้า พวกมันตกผลึกและเริ่มตกลงมา ในฤดูร้อน เมื่ออากาศอบอุ่นเพียงพอ น้ำแข็งจะมีเวลาละลายในอากาศ ดังนั้นจึงสังเกตพบปริมาณน้ำฝนเป็นส่วนใหญ่ในรูปของฝน

และในฤดูหนาวเมื่อกระแสน้ำเย็นไหลผ่านพื้นดิน หิมะเริ่มตกหรือแม้แต่ลูกเห็บตก ดังนั้นในพื้นที่เส้นศูนย์สูตรและละติจูดเขตร้อน อากาศอุ่นจะทำให้ผลึกตรง ในพื้นที่ภาคเหนือ มีฝนตกเกือบทุกวัน กระแสน้ำเย็นจะอุ่นขึ้นจากพื้นผิวโลกที่ร้อนจัด รังสีของดวงอาทิตย์จะลอดผ่านชั้นอากาศ แต่ความร้อนที่ปล่อยออกมาในตอนกลางคืนทำให้เกิดเมฆ น้ำค้างยามเช้า หมอก

คุณรู้จักการเปลี่ยนแปลงของสภาพอากาศตามสัญญาณบางอย่างได้อย่างไร

แม้แต่ในอดีต พวกเขาเรียนรู้ที่จะทำนายปริมาณน้ำฝนด้วยสัญญาณที่ชัดเจน:

• มองเห็นได้ไม่ชัดเจนในระยะไกลหรือบริเวณที่มีลักษณะเป็นรังสีสีขาว
• ลมที่เพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็วบ่งบอกถึงการเข้าใกล้ของมวลความหนาวเย็น ฝนอาจตกหิมะ
• เมฆจะรวมตัวกันในบริเวณที่มีความกดอากาศต่ำเสมอ มีวิธีที่แน่นอนในการกำหนดพื้นที่นี้ ในการทำเช่นนี้ คุณต้องหันหลังให้กับสตรีมและมองไปทางซ้ายของขอบฟ้าเล็กน้อย หากมีพุ่มไม้หนาทึบแสดงว่าเป็นสัญญาณที่ชัดเจนของสภาพอากาศที่ไม่เอื้ออำนวย อย่าเพิ่งสับสน: เมฆทางด้านขวาไม่ใช่สัญญาณของสภาพอากาศที่เลวร้ายลง
• ลักษณะที่ปรากฏของผ้าห่อศพสีขาวเมื่อดวงอาทิตย์เริ่มมีหมอกขึ้น

ลมจะสงบลงเมื่ออากาศเย็นผ่าน กระแสน้ำอุ่นจะเติมสุญญากาศที่เกิดขึ้น และมักจะทำให้อับชื้นหลังฝนตก

การเคลื่อนไหวของอากาศ

อากาศทั้งหมดของโลกไหลเวียนอย่างต่อเนื่องระหว่างเส้นศูนย์สูตรและขั้วโลก อากาศที่ร้อนที่เส้นศูนย์สูตรจะลอยขึ้นไปด้านบน แบ่งออกเป็นสองส่วน ส่วนหนึ่งเริ่มเคลื่อนไปที่ขั้วโลกเหนือ อีกส่วนหนึ่งไปยังขั้วโลกใต้ ถึงเสาอากาศจะเย็นลง ที่เสาจะบิดและลงไป

รูปที่ 1 หลักการหมุนของอากาศ

ปรากฎว่ากระแสน้ำวนขนาดใหญ่สองแห่งซึ่งแต่ละแห่งครอบคลุมทั้งซีกโลกศูนย์กลางของกระแสน้ำวนเหล่านี้อยู่ที่เสา
เมื่อลงมาที่ขั้วโลกแล้วอากาศจะเริ่มเคลื่อนกลับไปที่เส้นศูนย์สูตรที่เส้นศูนย์สูตรอากาศร้อนขึ้น จากนั้นจะเคลื่อนไปที่เสาอีกครั้ง
ในชั้นล่างของบรรยากาศ การเคลื่อนไหวค่อนข้างซับซ้อน ในชั้นล่างของชั้นบรรยากาศ ตามปกติแล้ว อากาศจากเส้นศูนย์สูตรจะเริ่มเคลื่อนไปที่ขั้ว แต่ที่เส้นขนานที่ 30 อากาศจะลดลง ส่วนหนึ่งของมันกลับไปที่เส้นศูนย์สูตรซึ่งจะเพิ่มขึ้นอีกครั้งในขณะที่อีกส่วนหนึ่งตกลงไปที่เส้นขนานที่ 30 แล้วยังคงเคลื่อนไปที่เสา

รูปที่ 2. การเคลื่อนที่ของอากาศในซีกโลกเหนือ

แนวคิดเกี่ยวกับลม

ลม - การเคลื่อนที่ของอากาศสัมพันธ์กับพื้นผิวโลก (องค์ประกอบแนวนอนของการเคลื่อนที่นี้) บางครั้งพูดถึงลมขึ้นหรือลง โดยคำนึงถึงองค์ประกอบในแนวตั้งด้วย

ความเร็วลม

การประเมินความเร็วลมเป็นจุดที่เรียกว่า มาตราส่วนโบฟอร์ตโดยแบ่งช่วงความเร็วลมที่เป็นไปได้ทั้งหมดเป็น 12 ระดับ มาตราส่วนนี้เชื่อมโยงความแรงของลมเข้ากับผลกระทบต่างๆ เช่น ระดับความหยาบในทะเล กิ่งก้านและต้นไม้ที่ไหว ควันจากปล่องไฟ ฯลฯ การไล่ระดับแต่ละครั้งในระดับโบฟอร์ตมีชื่อเฉพาะ ดังนั้นศูนย์ของมาตราส่วนโบฟอร์ตจึงสอดคล้องกับความสงบนั่นคือ ขาดลมอย่างสมบูรณ์ ตามโบฟอร์ตลม 4 คะแนนเรียกว่าปานกลางและสอดคล้องกับความเร็ว 5-7 m / s; 7 คะแนน - แข็งแกร่งด้วยความเร็ว 12-15 m / s 9 คะแนน - พายุด้วยความเร็ว 18-21 m / s ในที่สุดลม 12 คะแนนตามโบฟอร์ตเป็นพายุเฮอริเคนแล้ว ความเร็วมากกว่า 29 m / s . ใกล้พื้นผิวโลกส่วนใหญ่มักจะจำเป็นต้องจัดการกับลมซึ่งมีความเร็วอยู่ที่ 4-8 m / s และไม่ค่อยเกิน 12-15 m / s แต่อย่างไรก็ตามในพายุและพายุเฮอริเคนที่มีละติจูดปานกลาง , ความเร็วสามารถเกิน 30 m / s และในลมกระโชกบางอย่างถึง 60 m / s ในพายุเฮอริเคนเขตร้อนความเร็วลมสูงถึง 65 m / s และลมกระโชกแต่ละ - สูงถึง 100 m / วินาที ในกระแสน้ำวนขนาดเล็ก ( พายุทอร์นาโด, ก้อน), ความเร็วมากกว่า 100 ม. / วินาที เป็นไปได้ ในสิ่งที่เรียกว่ากระแสเจ็ตในโทรโพสเฟียร์ตอนบนและสตราโตสเฟียร์ตอนล่างความเร็วลมเฉลี่ยเป็นเวลานานและพื้นที่ขนาดใหญ่สามารถเข้าถึง 70-100 ม. / s . ความเร็วลมใกล้พื้นผิวโลกวัดโดยเครื่องวัดความเร็วลมแบบต่างๆ เครื่องมือวัดลมที่สถานีภาคพื้นดินติดตั้งที่ความสูง 10-15 เมตรเหนือพื้นผิวโลก

ตารางที่ 1. พลังแห่งลม.
มาตราส่วนโบฟอร์ตสำหรับกำหนดความแรงของลม
คะแนน	สัญญาณภาพบนที่ดิน	ความเร็วลมกม. / ชม	คำศัพท์ที่กำหนดความแรงของลม
	ใจเย็น; ควันขึ้นในแนวตั้ง	น้อยกว่า 1.6	เงียบสงบ
	ทิศทางของลมสังเกตได้จากการโก่งตัวของควัน แต่ไม่ใช่โดยใบพัดอากาศ	1,6–4,8	เงียบ
	ผิวหน้าสัมผัสได้ถึงลม ใบทำให้เกิดเสียงกรอบแกรบ; ใบพัดสภาพอากาศธรรมดาหมุน	6,4–11,2	แสงสว่าง
	ใบไม้และกิ่งก้านเล็กเคลื่อนไหวตลอดเวลา โบกธงแสง	12,8–19,2	อ่อนแอ
	ลมพัดฝุ่นและกระดาษ แกว่งกิ่งบาง	20,8–28,8	ปานกลาง
	ต้นไม้ใบพลิ้วไหว ระลอกคลื่นปรากฏบนบ่อดิน	30,4–38,4	สด
	กิ่งก้านหนาแกว่งไปแกว่งมา ได้ยินเสียงนกหวีดของลมในสายไฟ ถือร่มยาก	40,0–49,6	แข็งแกร่ง
	ลำต้นของต้นไม้แกว่งไปแกว่งมา มันยากที่จะต้านลม	51,2–60,8	แข็งแกร่ง
	กิ่งไม้หัก; แทบจะต้านลมไม่ได้	62,4–73,6	แข็งแรงมาก
	ความเสียหายเล็กน้อย ลมพัดปล่องควันและงูสวัดจากหลังคา	75,2–86,4	พายุ
	บนบกหายาก ต้นไม้หงายขึ้นโดยรากของมัน ความเสียหายที่สำคัญต่ออาคาร	88,0–100,8	พายุรุนแรง
	บนบกหายากมาก ตามมาด้วยการทำลายล้างเป็นวงกว้าง	102,4–115,2	พายุรุนแรง
	การทำลายล้างอย่างรุนแรง (คะแนน 13-17 ถูกเพิ่มโดย US Weather Bureau ในปี 1955 และนำไปใช้กับมาตราส่วนของสหรัฐอเมริกาและสหราชอาณาจักร)	116,8–131,2	พายุเฮอริเคน
	132,8–147,2
	148,8–164,8
	166,4–182,4
	184,0–200,0
	201,6–217,6

ทิศทางลม

ทิศทางลม หมายถึง ทิศทางที่ลมพัด คุณสามารถระบุทิศทางนี้ได้โดยการตั้งชื่อจุดบนขอบฟ้าที่ลมพัดมา หรือมุมที่เกิดจากทิศทางลมกับเส้นเมอริเดียนของสถานที่นั้น เช่น ราบของมัน ในกรณีแรก จุดพื้นฐานของเส้นขอบฟ้าแปดจุดมีความโดดเด่น: เหนือ ตะวันออกเฉียงเหนือ ตะวันออก ตะวันออกเฉียงใต้ ใต้ ตะวันตกเฉียงใต้ ตะวันตก ตะวันตกเฉียงเหนือ และจุดกึ่งกลางระหว่างพวกเขาแปด: ตะวันออกเฉียงเหนือ ตะวันออกเฉียงเหนือ ตะวันออกเฉียงเหนือ สิบหกจุดซึ่งระบุทิศทางที่ลมพัดนั้นย่อ:

ตารางที่ 2 ตัวย่อของ RUMBES
กับ	นู๋	วี	อี	ยู	ส		W
CCB	NNE	SEV	ESE	ตะวันตกเฉียงใต้	SSW	ZSZ	Wnw
CB	เน่	SE	SE	SW	SW	SZ	NW
BCB	ENE	SE	SSE	ZYUZ	WSW	CVD	NNW
N - เหนือ E - ตะวันออก S - ใต้ W - ตะวันตก

การไหลเวียนของบรรยากาศ

การไหลเวียนของบรรยากาศ - การสังเกตอุตุนิยมวิทยาของสถานะของเปลือกอากาศของโลก - บรรยากาศ - แสดงว่ามันไม่ได้สงบเลย: ด้วยความช่วยเหลือของใบพัดสภาพอากาศและเครื่องวัดความเร็วลมเราสังเกตอย่างต่อเนื่องในรูปของลมการถ่ายโอนมวลอากาศจาก ที่หนึ่งไปอีกที่หนึ่ง การศึกษาลมในบริเวณต่างๆ ของโลกได้แสดงให้เห็นว่าการเคลื่อนที่ของชั้นบรรยากาศในชั้นล่างเหล่านั้นซึ่งการสังเกตของเราเข้าถึงได้นั้นมีลักษณะที่แตกต่างกันมาก มีบางพื้นที่ที่ปรากฏการณ์ลม เหมือนกับลักษณะอื่นๆ ของสภาพอากาศ มีลักษณะความมั่นคงที่แสดงออกอย่างชัดเจนมาก ซึ่งเป็นที่รู้จักกันดีในการดิ้นรนเพื่อความคงตัว ในพื้นที่อื่น ลมเปลี่ยนลักษณะอย่างรวดเร็วและบ่อยครั้ง ทิศทางและความแรงของลมเปลี่ยนแปลงอย่างกะทันหันและกะทันหัน ราวกับว่าไม่มีความชอบธรรมในการเปลี่ยนแปลงอย่างรวดเร็ว ด้วยการแนะนำวิธีสรุปสำหรับการศึกษาการเปลี่ยนแปลงสภาพอากาศที่ไม่เป็นระยะๆ อย่างไรก็ตาม มีความเป็นไปได้ที่จะสังเกตเห็นความเชื่อมโยงระหว่างการกระจายความดันและการเคลื่อนที่ของมวลอากาศ การศึกษาเชิงทฤษฎีเพิ่มเติมโดย Ferrel, Guldberg และ Mona, Helmholtz, Bezold, Oberbeck, Sprung, Werner Siemens และนักอุตุนิยมวิทยาอื่น ๆ อธิบายว่ากระแสอากาศเกิดขึ้นที่ไหนและอย่างไรและกระจายไปทั่วพื้นผิวโลกและในมวลของบรรยากาศอย่างไร การศึกษาแผนที่อุตุนิยมวิทยาอย่างละเอียดถี่ถ้วนซึ่งแสดงภาพสถานะของชั้นล่างของบรรยากาศ - สภาพอากาศที่พื้นผิวโลก แสดงให้เห็นว่าความดันบรรยากาศมีการกระจายค่อนข้างไม่สม่ำเสมอบนพื้นผิวโลก มักจะอยู่ในรูปแบบของพื้นที่ที่ต่ำกว่า หรือความกดอากาศสูงกว่าบริเวณโดยรอบ ตามระบบลมที่เกิดขึ้น พื้นที่เหล่านี้แสดงถึงกระแสน้ำวนในชั้นบรรยากาศที่แท้จริง บริเวณที่มีความดันลดลงมักเรียกว่า barometric minima ความกดอากาศหรือพายุไซโคลน บริเวณที่มีความดันเพิ่มขึ้นเรียกว่าความกดอากาศสูงหรือแอนติไซโคลน สภาพอากาศทั้งหมดในพื้นที่ที่พวกเขาครอบครองมีความเกี่ยวข้องอย่างใกล้ชิดกับพื้นที่เหล่านี้ ซึ่งแตกต่างกันอย่างมากสำหรับพื้นที่ที่มีความกดอากาศต่ำจากสภาพอากาศในบริเวณที่มีความกดอากาศค่อนข้างสูง การเคลื่อนตัวไปตามพื้นผิวโลก พื้นที่ที่กล่าวถึงข้างต้นมีลักษณะเฉพาะ สภาพอากาศโดยธรรมชาติ และโดยการเคลื่อนที่ของพวกมันทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงเป็นระยะๆ การศึกษาเพิ่มเติมเกี่ยวกับพื้นที่เหล่านั้นและพื้นที่อื่น ๆ นำไปสู่ข้อสรุปว่าการกระจายความดันบรรยากาศประเภทนี้อาจยังคงมีลักษณะที่แตกต่างกันในความสามารถในการดำรงอยู่และเปลี่ยนตำแหน่งบนพื้นผิวโลก มีความเสถียรต่างกันมาก: มีความกดอากาศ minima และ maxima ชั่วคราวและถาวร ในขณะที่กระแสน้ำวนครั้งแรกเกิดขึ้นชั่วคราวและไม่แสดงความมั่นคงเพียงพอและเปลี่ยนสถานที่บนพื้นผิวโลกอย่างรวดเร็วไม่มากก็น้อยบางครั้งเพิ่มขึ้นจากนั้นก็อ่อนลงและในที่สุดก็สลายตัวอย่างสมบูรณ์ในช่วงเวลาสั้น ๆ ภูมิภาคของจุดสูงสุดคงที่ และ minima มีความเสถียรอย่างยิ่งและคงอยู่เป็นเวลานานมากโดยไม่มีการเปลี่ยนแปลงที่สำคัญในที่เดียวกัน แน่นอน ความเสถียรของสภาพอากาศและธรรมชาติของกระแสลมในพื้นที่ที่พวกเขาครอบครองนั้นสัมพันธ์อย่างใกล้ชิดกับความเสถียรที่แตกต่างกันของพื้นที่เหล่านี้: คงที่ สภาพอากาศคงที่ และระบบลมที่แน่นอนและไม่เปลี่ยนแปลง ซึ่งจะคงอยู่กับที่ ของการดำรงอยู่ของพวกเขาเป็นเวลาหลายเดือนจะสอดคล้องกับเสียงสูงและต่ำคงที่ กระแสน้ำวนชั่วคราวด้วยการเคลื่อนไหวและการเปลี่ยนแปลงที่รวดเร็วและสม่ำเสมอทำให้เกิดสภาพอากาศที่เปลี่ยนแปลงอย่างมากและระบบลมที่ไม่เสถียรอย่างมากสำหรับภูมิภาคหนึ่งๆ ดังนั้นในชั้นล่างของชั้นบรรยากาศใกล้กับพื้นผิวโลกการเคลื่อนไหวของชั้นบรรยากาศจึงมีความหลากหลายและซับซ้อนและนอกจากนี้ยังไม่ได้มีความเสถียรเพียงพอเสมอไปโดยเฉพาะอย่างยิ่งในภูมิภาคที่มีกระแสน้ำวนของธรรมชาติชั่วคราว การเคลื่อนที่ของมวลอากาศในชั้นบรรยากาศที่ค่อนข้างสูงจะเป็นอย่างไร การสังเกตแบบธรรมดาไม่พูดอะไร การสังเกตการเคลื่อนที่ของก้อนเมฆเพียงอย่างเดียวทำให้สามารถคิดได้ว่า ณ ระดับความสูงหนึ่งเหนือพื้นผิวโลก การเคลื่อนที่ของมวลอากาศโดยทั่วไปโดยทั่วไปจะค่อนข้างเรียบง่าย มีลักษณะที่ชัดเจนและสม่ำเสมอมากกว่า ในขณะเดียวกันก็ไม่มีข้อเท็จจริงที่บ่งชี้ถึงอิทธิพลมหาศาลของชั้นบรรยากาศสูงที่มีต่อสภาพอากาศในชั้นล่าง: ก็เพียงพอแล้ว ตัวอย่างเช่นเพื่อบ่งชี้ว่าทิศทางการเคลื่อนที่ของกระแสน้ำวนชั่วคราวนั้นชัดเจน สัดส่วนกับการเคลื่อนที่ของชั้นบรรยากาศสูง ดังนั้นก่อนที่วิทยาศาสตร์จะเริ่มมีข้อเท็จจริงจำนวนเพียงพอที่จะแก้ปัญหาการเคลื่อนที่ของชั้นบรรยากาศสูงก็มีทฤษฎีบางอย่างที่พยายามรวมการสังเกตการเคลื่อนไหวของส่วนล่าง ชั้นของอากาศและสร้างรูปแบบทั่วไปของบรรยากาศส่วนกลาง ตัวอย่างเช่น เป็นทฤษฎีเกี่ยวกับบรรยากาศของบรรยากาศที่โมริมอบให้ แต่จนกว่าจะรวบรวมข้อเท็จจริงได้เพียงพอ จนกระทั่งความสัมพันธ์ระหว่างความกดอากาศ ณ จุดเหล่านี้และการเคลื่อนที่ของมันได้รับการชี้แจงอย่างสมบูรณ์ จนกระทั่งถึงตอนนั้น ทฤษฎีดังกล่าวซึ่งอยู่บนพื้นฐานของสมมติฐานมากกว่าข้อมูลจริง ก็ไม่สามารถให้แนวคิดที่แท้จริงเกี่ยวกับ ​\u200b \u200b\u200bสิ่งที่ในความเป็นจริงสามารถและเกิดขึ้นในชั้นบรรยากาศ ภายในสิ้นศตวรรษที่ XIX ที่ผ่านมาเท่านั้น ได้รวบรวมข้อเท็จจริงเพียงพอสำหรับสิ่งนี้ และไดนามิกของบรรยากาศได้รับการพัฒนาจนสามารถให้ภาพบรรยากาศของบรรยากาศจริงและไม่ใช่การทำนาย เกียรติในการแก้ปัญหาการไหลเวียนทั่วไปของมวลอากาศในชั้นบรรยากาศเป็นของนักอุตุนิยมวิทยาชาวอเมริกัน วิลเลียม เฟอร์เรล- วิธีแก้ปัญหาทั่วไป สมบูรณ์ และถูกต้อง โดยที่นักวิจัยในระยะหลังๆ ในพื้นที่นี้คิดแต่เพียงรายละเอียดหรือเพิ่มเติมเพิ่มเติมในแนวคิดพื้นฐานของ Ferrel สาเหตุหลักของการเคลื่อนไหวทั้งหมดในชั้นบรรยากาศคือความร้อนที่ไม่สม่ำเสมอของจุดต่างๆ บนพื้นผิวโลกจากรังสีของดวงอาทิตย์ ความร้อนที่ไม่เหมือนกันทำให้เกิดความแตกต่างของแรงดันเหนือจุดที่ให้ความร้อนต่างกัน และผลของความต่างของแรงดันจะเป็นการเคลื่อนตัวของมวลอากาศจากตำแหน่งที่สูงขึ้นไปยังตำแหน่งที่มีความกดอากาศต่ำเสมอและสม่ำเสมอ ดังนั้นเนื่องจากความร้อนจัดของละติจูดเส้นศูนย์สูตรและอุณหภูมิที่ต่ำมากของประเทศแถบขั้วโลกในซีกโลกทั้งสอง อากาศที่อยู่ติดกับพื้นผิวโลกจะต้องเคลื่อนที่ หากจากการสังเกตที่มีอยู่ เราคำนวณอุณหภูมิเฉลี่ยของละติจูดที่ต่างกัน จากนั้นเส้นศูนย์สูตรจะอุ่นกว่าขั้วโลกโดยเฉลี่ย 45 ° ในการกำหนดทิศทางการเคลื่อนที่ จำเป็นต้องติดตามการกระจายแรงกดบนพื้นผิวโลกและในมวลของบรรยากาศ เพื่อแยกการกระจายตัวของดินและน้ำที่ไม่สม่ำเสมอบนพื้นผิวโลก ซึ่งทำให้การคำนวณทั้งหมดซับซ้อนมาก Ferrel ได้ตั้งสมมติฐานว่าทั้งทางบกและน้ำมีการกระจายอย่างเท่าเทียมกันตามแนวขนาน และเขาคำนวณอุณหภูมิเฉลี่ยของแนวขนานต่างๆ ที่อุณหภูมิลดลง เมื่อมันสูงขึ้นเหนือพื้นผิวโลกและความดันที่ด้านล่าง และจากข้อมูลเหล่านี้ เขาได้คำนวณความดันที่ระดับความสูงอื่นแล้ว แท็บเล็ตขนาดเล็กต่อไปนี้แสดงผลการคำนวณของ Ferrel และให้การกระจายแรงดันโดยเฉลี่ยบนละติจูดที่พื้นผิวโลกและที่ความสูง 2,000 และ 4000 ม.

ตารางที่ 3 การกระจายแรงดันละติจูดบนพื้นผิวโลกและที่ระดับความสูง 2,000 และ 4,000 เมตร
	ความกดอากาศเฉลี่ยในซีกโลกเหนือ
ที่ละติจูด:	80 ○	70 ○	60 ○	50 ○	40 ○	30 ○	20 ○	10 ○
ที่ระดับน้ำทะเล	760,5	758,7	758,7	760,07	762,0	761,7	759,2	757,9
ที่ระดับความสูง 2000 m	582,0	583,6	587,6	593,0	598,0	600,9	600,9	600,9
ที่ระดับความสูง 4000 m	445,2	446,6	451,9	457,0	463,6	468,3	469,9	470,7
	ความกดอากาศเฉลี่ยในซีกโลกใต้
ที่ละติจูด:	(เส้นศูนย์สูตร)	10 ○	20 ○	30 ○	40 ○	50 ○	60 ○	70 ○
ที่ระดับน้ำทะเล	758,0	759,1	761,7	763,5	760,5	753,2	743,4	738,0
ที่ระดับความสูง 2000 m	601,1	601,6	602,7	602,2	597,1	588,0	577,0	569,9
ที่ระดับความสูง 4000 m	471,0	471,1	471,1	469,3	463,1	453,7	443,9	437,2

หากปล่อยทิ้งไว้เป็นชั้นบรรยากาศชั้นล่างสุดโดยที่การกระจายของอุณหภูมิ ความดัน และกระแสน้ำยังไม่สม่ำเสมอกันมาก แล้วที่ความสูงระดับหนึ่งดังที่เห็นได้จากแผ่นเปลือกโลกเนื่องจากกระแสน้ำขึ้นของ อากาศร้อนใกล้เส้นศูนย์สูตร เราพบว่าแรงดันที่เพิ่มขึ้นครั้งล่าสุดนี้ โดยลดลงไปทางขั้วอย่างสม่ำเสมอ และที่นี่ถึงค่าที่น้อยที่สุด ด้วยการกระจายของความดันที่ความสูงเหล่านี้เหนือพื้นผิวโลก กระแสมหาศาลควรก่อตัวขึ้น ครอบคลุมทั้งซีกโลกและนำมวลของอากาศร้อนและอุ่นที่ลอยขึ้นใกล้เส้นศูนย์สูตรไปยังจุดศูนย์กลางของความกดอากาศต่ำ - ไปยังขั้ว หากเราคำนึงถึงการเบี่ยงเบนของแรงเหวี่ยงหนีศูนย์กลางที่เกิดจากการหมุนรอบแกนของโลกในแต่ละวันด้วย ซึ่งจะทำให้วัตถุเคลื่อนที่ไปทางขวาจากทิศทางเริ่มต้นในซีกโลกเหนือไปทางซ้ายในซีกโลกใต้ จากนั้นที่ความสูงที่พิจารณาในแต่ละซีกโลก กระแสที่ก่อตัวขึ้นจะเปลี่ยนเป็น กลายเป็นกระแสน้ำวนขนาดใหญ่ นำมวลอากาศไปในทิศทางจากตะวันตกเฉียงใต้ไปตะวันออกเฉียงเหนือในภาคเหนือ จากตะวันตกเฉียงเหนือไปตะวันออกเฉียงใต้ในซีกโลกใต้

การสังเกตการเคลื่อนที่ของเมฆเซอร์รัสและอื่น ๆ ยืนยันข้อสรุปทางทฤษฎีเหล่านี้ เมื่อวงกลมละติจูดแคบลงเมื่อเข้าใกล้ขั้วโลก ความเร็วของการเคลื่อนที่ของมวลอากาศในกระแสน้ำวนเหล่านี้จะเพิ่มขึ้น แต่ถึงขีดจำกัดที่แน่นอน แล้วมันก็จะถาวรขึ้น ใกล้กับขั้วโลก มวลอากาศที่ไหลเข้าจะต้องเคลื่อนลงมา หลีกทางให้อากาศที่ไหลเข้ามาใหม่ ก่อตัวเป็นกระแสลมลง จากนั้นลงล่างจะต้องไหลกลับไปยังเส้นศูนย์สูตร ระหว่างลำธารทั้งสองควรมีชั้นอากาศเป็นกลางที่ระดับความสูงบางส่วน อย่างไรก็ตาม ด้านล่าง ไม่มีการถ่ายเทมวลอากาศที่ถูกต้องจากขั้วทั้งสองไปยังเส้นศูนย์สูตร แผ่นก่อนหน้านี้แสดงให้เห็นว่าในชั้นอากาศด้านล่าง ความดันบรรยากาศจะสูงที่สุดด้านล่าง ไม่ใช่ที่ขั้วอย่างที่ควรจะเป็น โดยมีการแจกแจงที่ถูกต้องตรงกับตัวบน ความดันสูงสุดในชั้นล่างอยู่ที่ละติจูดประมาณ 30 ° -35 °ในซีกโลกทั้งสอง ดังนั้น จากจุดศูนย์กลางของแรงดันที่เพิ่มขึ้นเหล่านี้ กระแสน้ำที่ต่ำกว่าจะถูกส่งตรงไปยังขั้วทั้งสองและไปยังเส้นศูนย์สูตร ทำให้เกิดระบบลมสองระบบที่แยกจากกัน เหตุผลสำหรับปรากฏการณ์นี้ซึ่งอธิบายโดย Ferrell ในทางทฤษฎีก็มีดังต่อไปนี้ ปรากฎว่าที่ความสูงระดับหนึ่งเหนือพื้นผิวโลก ขึ้นอยู่กับการเปลี่ยนแปลงในละติจูดของสถ คือสิ่งที่เกิดขึ้นที่ละติจูดประมาณ 30 ° -35 °: ที่นี่ ที่ระดับความสูงหนึ่ง ไม่เพียงแต่จะไม่มีการเคลื่อนที่ของอากาศไปทางเสาเท่านั้น แต่ถึงกระนั้นเนื่องจากการไหลเข้าอย่างต่อเนื่องจากเส้นศูนย์สูตรและจากเสา การสะสมของมัน ซึ่งทำให้ความดันเพิ่มขึ้น ในละติจูดด้านล่างนี้ ... ดังนั้นที่พื้นผิวโลกในแต่ละซีกโลกดังที่ได้กล่าวไปแล้วกระแสน้ำสองระบบเกิดขึ้น: จาก 30 °ถึงเสาลมพัดพาโดยเฉลี่ยจากตะวันตกเฉียงใต้ไปตะวันออกเฉียงเหนือในภาคเหนือจากตะวันตกเฉียงเหนือถึง ทางตะวันออกเฉียงใต้ของซีกโลกใต้ ลมพัดจาก 30 °ถึงเส้นศูนย์สูตรจาก NE ถึง SW ทางตอนเหนือจาก SE ถึง NW ในซีกโลกใต้ ลมสองระบบสุดท้ายนี้ที่พัดในซีกโลกทั้งสองระหว่างเส้นศูนย์สูตรและละติจูดที่ 31° ก่อตัวเป็นวงแหวนกว้างชนิดหนึ่งที่แยกกระแสน้ำวนอันยิ่งใหญ่ทั้งสองในชั้นบรรยากาศตอนล่างและชั้นกลางพาอากาศจากเส้นศูนย์สูตรไปยังขั้ว (ดู ความกดอากาศด้วย) เมื่อเกิดกระแสอากาศขึ้นและลงจะสังเกตเห็นความสงบ นี่คือจุดกำเนิดของความเงียบในแถบเส้นศูนย์สูตรและเขตร้อน Ferrell กล่าวว่าเข็มขัดแห่งความเงียบที่คล้ายคลึงกันควรมีอยู่ที่เสา

อย่างไรก็ตาม กระแสลมย้อนกลับที่กระจายจากเสาไปยังเส้นศูนย์สูตรตามด้านล่างไปอยู่ที่ไหน? แต่จำเป็นต้องคำนึงว่าด้วยระยะห่างจากเสาขนาดของวงกลมละติจูดและด้วยเหตุนี้พื้นที่ของสายพานที่มีความกว้างเท่ากันซึ่งครอบครองโดยมวลอากาศที่แพร่กระจายเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็ว ว่าอัตราการไหลจะต้องลดลงอย่างรวดเร็วในสัดส่วนผกผันกับการเพิ่มขึ้นของพื้นที่เหล่านี้ ที่เสาในที่สุดอากาศหายากอย่างมากในชั้นบนลงมาจากบนลงล่างซึ่งปริมาตรจะลดลงอย่างรวดเร็วมากเมื่อความดันเพิ่มขึ้นลง เหตุผลทั้งหมดเหล่านี้อธิบายอย่างครบถ้วนว่าทำไมจึงเป็นเรื่องยาก และแม้แต่จะเป็นไปไม่ได้โดยตรงในการติดตามกระแสล่างแบบย้อนกลับเหล่านี้ที่ระยะห่างจากขั้วบางส่วน โดยทั่วไปแล้ว นี่คือแผนภาพของบรรยากาศหมุนเวียนทั่วไป สมมติว่ามีการกระจายตัวของดินและน้ำตามแนวขนานที่กำหนดโดย Ferrell การสังเกตการณ์ยืนยันอย่างเต็มที่ เฉพาะในชั้นล่างของชั้นบรรยากาศเท่านั้นที่กระแสลมตามที่ Ferrel ระบุเองจะซับซ้อนกว่าแบบแผนนี้อย่างแม่นยำเนื่องจากการกระจายตัวของดินและน้ำที่ไม่สม่ำเสมอและความไม่สม่ำเสมอของความร้อนจากแสงอาทิตย์และการระบายความร้อนใน ขาดหรือลดไข้แดด; ภูเขาและเนินเขาก็มีผลกระทบอย่างมากต่อการเคลื่อนที่ของชั้นบรรยากาศต่ำสุด

การศึกษาการเคลื่อนที่ของชั้นบรรยากาศใกล้พื้นผิวโลกอย่างถี่ถ้วนแสดงให้เห็นว่าระบบกระแสน้ำวนเป็นรูปแบบหลักของการเคลื่อนไหวดังกล่าว เริ่มต้นด้วยกระแสน้ำวนที่ยิ่งใหญ่โอบกอดตามเฟอร์เรลล์ทุกซีกโลก ลมกรดพวกเขาจะเรียกว่าได้อย่างไร คำสั่งแรก,ใกล้พื้นผิวโลก เราต้องสังเกตระบบกระแสน้ำวนที่ลดขนาดลงอย่างต่อเนื่อง จนถึงกระแสน้ำวนขนาดเล็กและเรียบง่ายขั้นต้น อันเป็นผลมาจากปฏิสัมพันธ์ของกระแสที่มีความเร็วและทิศทางต่างกันในบริเวณกระแสน้ำวนลำดับที่หนึ่งใกล้กับพื้นผิวโลก vortices ของลำดับที่สอง- ค่าสูงสุดของ barometric maxima และ minima ที่คงที่และชั่วคราวที่กล่าวถึงในตอนต้นของบทความนี้ ซึ่งโดยที่มาของมันนั้นเหมือนกับอนุพันธ์ของ Eddie ก่อนหน้า การศึกษาการก่อตัวของพายุฝนฟ้าคะนองทำให้ A.V. Klossovsky และนักวิจัยคนอื่น ๆ สรุปได้ว่าปรากฏการณ์เหล่านี้ไม่มีอะไรมากไปกว่าโครงสร้างที่คล้ายคลึงกัน แต่มีขนาดเล็กกว่าเมื่อเปรียบเทียบกับครั้งก่อน กระแสน้ำวนของลำดับที่สามเห็นได้ชัดว่ากระแสน้ำวนเหล่านี้ปรากฏขึ้นที่ชานเมืองมินิมาของบรรยากาศ (กระแสน้ำวนของลำดับที่สอง) ในลักษณะเดียวกับกระแสน้ำวนขนาดเล็กที่หมุนเร็วมากและหายไปนั้นก่อตัวขึ้นรอบ ๆ ที่ลุ่มน้ำขนาดใหญ่ที่เกิดจากพายซึ่งเรา แถวเมื่อแล่นเรือ ในทำนองเดียวกัน ค่าความกดอากาศต่ำสุดอันดับสอง ซึ่งเป็นการหมุนเวียนของอากาศที่มีประสิทธิภาพ ระหว่างการเคลื่อนที่จะก่อให้เกิดกระแสน้ำวนที่เล็กกว่า ซึ่งเมื่อเปรียบเทียบกับค่าต่ำสุดที่ก่อตัวขึ้น มีขนาดเล็กมาก

หากกระแสน้ำวนเหล่านี้มาพร้อมกับปรากฏการณ์ทางไฟฟ้า ซึ่งมักเกิดจากสภาวะที่สอดคล้องกันของอุณหภูมิและความชื้นในอากาศที่ไหลลงสู่ศูนย์กลางของความกดอากาศต่ำสุดตามด้านล่าง ก็จะปรากฏเป็นกระแสน้ำวนของพายุฝนฟ้าคะนองพร้อมกับ ปรากฏการณ์ปกติของการคายประจุไฟฟ้า ฟ้าร้อง และฟ้าผ่า หากสภาวะไม่เอื้ออำนวยต่อการเกิดปรากฏการณ์พายุฝนฟ้าคะนอง เราจะสังเกตกระแสน้ำวนลำดับที่สามเหล่านี้ในรูปแบบของพายุที่พัดผ่านอย่างรวดเร็ว พายุ ฝนฟ้าคะนอง ฝนซู่ ฯลฯ บรรยากาศจะไม่หมดไป โครงสร้างของพายุทอร์นาโด ลิ่มเลือด ฯลฯ ปรากฏการณ์แสดงให้เห็นว่าในปรากฏการณ์เหล่านี้ เรากำลังเผชิญกับกระแสน้ำวนที่แท้จริง แต่ขนาดของสิ่งเหล่านี้ กระแสน้ำวนของลำดับที่สี่น้อยกว่าและไม่มีนัยสำคัญยิ่งกว่ากระแสน้ำวนของพายุฝนฟ้าคะนอง การศึกษาการเคลื่อนที่ของชั้นบรรยากาศทำให้เราสรุปได้ว่าการเคลื่อนที่ของมวลอากาศส่วนใหญ่เกิดขึ้น - ถ้าไม่เฉพาะ - ผ่านการปรากฏตัวของกระแสน้ำวน เกิดขึ้นภายใต้อิทธิพลของสภาวะอุณหภูมิล้วนๆ กระแสน้ำวนของลำดับแรก ซึ่งครอบคลุมแต่ละซีกโลกทั้งหมด ทำให้เกิดกระแสน้ำวนที่มีขนาดเล็กกว่าใกล้พื้นผิวโลก ในทางกลับกันสิ่งเหล่านี้เป็นสาเหตุของการปรากฏตัวของกระแสน้ำวนที่เล็กกว่า อย่างที่เคยเป็นมา ความแตกต่างของกระแสน้ำวนที่ใหญ่ขึ้นเป็นกระแสที่เล็กกว่าอย่างค่อยเป็นค่อยไป แต่ลักษณะพื้นฐานของระบบกระแสน้ำวนเหล่านี้ยังคงเหมือนเดิมทั้งหมด ตั้งแต่ระบบที่ใหญ่กว่าไปจนถึงขนาดที่เล็กที่สุด แม้แต่ในพายุทอร์นาโดและทรอมบี

เกี่ยวกับกระแสน้ำวนของลำดับที่สอง - ค่าสูงสุดของความกดอากาศสูงสุดและต่ำสุดคงที่และชั่วคราว - ยังคงต้องพูดถึงสิ่งต่อไปนี้ การศึกษาของ Hofmeier, Theisserand de Bohr และ Hildebrandson ได้ชี้ให้เห็นถึงความเชื่อมโยงอย่างใกล้ชิดระหว่างเหตุการณ์ที่เกิดขึ้น และโดยเฉพาะอย่างยิ่งการเคลื่อนที่ของจุดสูงสุดและจุดต่ำสุดของเวลา โดยการเปลี่ยนแปลงที่เกิดขึ้นระหว่างเสียงสูงและต่ำอย่างต่อเนื่อง ความจริงที่ว่าอย่างหลังเหล่านี้ซึ่งมีการเปลี่ยนแปลงของสภาพอากาศในพื้นที่โดยรอบทุกรูปแบบ แทบไม่เปลี่ยนแปลงขอบเขตหรือรูปร่างของมัน บ่งชี้ว่าที่นี่เรากำลังเผชิญกับสาเหตุที่ดำเนินการอย่างถาวรซึ่งอยู่เหนืออิทธิพลของปัจจัยสภาพอากาศทั่วไป ตามคำกล่าวของ Teisserand de Bohr ความแตกต่างของแรงดันที่เกิดจากความร้อนหรือความเย็นที่ไม่สม่ำเสมอของส่วนต่างๆ ของพื้นผิวโลก รวมกันภายใต้อิทธิพลของการเพิ่มขึ้นอย่างต่อเนื่องในปัจจัยหลักในระยะเวลานานมากหรือน้อยนั้นทำให้เกิดความกดอากาศขนาดใหญ่ สูงสุดและต่ำสุด หากสาเหตุหลักเกิดขึ้นอย่างต่อเนื่องหรือนานพอ ผลของการกระทำนั้นก็จะเป็นระบบกระแสน้ำวนที่คงที่และถาวร เมื่อถึงขนาดที่แน่นอนและความเข้มเพียงพอ ค่าสูงสุดคงที่และค่าต่ำสุดคงที่ดังกล่าวเป็นตัวกำหนดหรือตัวกำหนดสภาพอากาศในพื้นที่ขนาดใหญ่ในเส้นรอบวง ค่าสูงสุดและค่าต่ำสุดคงที่ดังกล่าวเพิ่งได้รับเมื่อบทบาทของพวกเขาในปรากฏการณ์สภาพอากาศของประเทศโดยรอบมีความชัดเจนชื่อ ศูนย์ปฏิบัติการของบรรยากาศเนื่องจากความไม่แปรปรวนในการกำหนดค่าของพื้นผิวโลกและความต่อเนื่องของอิทธิพลของสาเหตุหลักที่ทำให้เกิดการดำรงอยู่ของพวกเขา ตำแหน่งของจุดสูงสุดและจุดต่ำสุดบนโลกจึงค่อนข้างแน่นอนและไม่เปลี่ยนแปลงในระดับหนึ่ง แต่ขอบเขตและความรุนแรงอาจแตกต่างกันไปตามเงื่อนไขต่างๆ และการเปลี่ยนแปลงในความรุนแรงและโครงร่างจะส่งผลต่อสภาพอากาศไม่เฉพาะในประเทศเพื่อนบ้านเท่านั้น และบางครั้งอาจถึงแม้จะอยู่ห่างไกลออกไปก็ตาม ดังนั้นการศึกษาของ Teisserand de Bohr ได้สร้างการพึ่งพาสภาพอากาศในยุโรปอย่างสมบูรณ์ในศูนย์กลางของการดำเนินการอย่างใดอย่างหนึ่งต่อไปนี้: ความผิดปกติเชิงลบพร้อมกับอุณหภูมิที่ลดลงเมื่อเทียบกับปกติเกิดจากการเสริมความแข็งแกร่งและการขยายตัวของไซบีเรียสูงสุดหรือ ความแข็งแกร่งและแรงผลักดันของ Azores สูงสุด; ความผิดปกติในเชิงบวก — อุณหภูมิที่เพิ่มขึ้นเมื่อเทียบกับปกติ — เป็นสัดส่วนโดยตรงกับการเคลื่อนไหวและความรุนแรงของค่าต่ำสุดของไอซ์แลนด์ ฮิลเดอบรันด์สันก้าวไปไกลกว่านั้นในทิศทางนี้ และค่อนข้างประสบความสำเร็จในการพยายามเชื่อมโยงการเปลี่ยนแปลงความรุนแรงและการเคลื่อนไหวของทั้งสองชื่อศูนย์แอตแลนติกที่มีการเปลี่ยนแปลงไม่เพียงแต่ในไซบีเรียสูงสุด แต่ยังอยู่ในศูนย์กลางของแรงกดดันในมหาสมุทรอินเดีย

มวลอากาศ

การสังเกตสภาพอากาศแพร่หลายในช่วงครึ่งหลังของศตวรรษที่ 19 สิ่งเหล่านี้จำเป็นสำหรับการรวบรวมแผนที่สรุปที่แสดงการกระจายแรงดันและอุณหภูมิของอากาศ ลม และปริมาณน้ำฝน จากการวิเคราะห์ข้อสังเกตเหล่านี้ แนวคิดเรื่องมวลอากาศจึงเกิดขึ้น แนวคิดนี้ทำให้สามารถรวมองค์ประกอบแต่ละอย่าง ระบุสภาพอากาศที่แตกต่างกัน และทำการพยากรณ์ได้

มวลอากาศ เรียกว่าอากาศปริมาณมาก มีขนาดแนวนอนหลายร้อยหรือหลายพันกิโลเมตร และขนาดแนวตั้งประมาณ 5 กม. มีลักษณะเฉพาะโดยมีความสม่ำเสมอของอุณหภูมิและความชื้นโดยประมาณ และเคลื่อนที่เป็นระบบเดียวในกระแสหนึ่งของบรรยากาศทั่วไป การไหลเวียน (GCA)

ความสม่ำเสมอของสมบัติของมวลอากาศเกิดจากการก่อตัวบนพื้นผิวที่สม่ำเสมอและภายใต้สภาวะการแผ่รังสีที่คล้ายคลึงกัน นอกจากนี้ สภาวะการหมุนเวียนดังกล่าวมีความจำเป็นโดยที่มวลอากาศจะคงอยู่เป็นเวลานานในบริเวณชั้นหิน

ค่าขององค์ประกอบอุตุนิยมวิทยาภายในมวลอากาศเปลี่ยนแปลงเล็กน้อย - ความต่อเนื่องของพวกเขาถูกรักษาไว้, การไล่ระดับสีในแนวนอนมีขนาดเล็ก เมื่อวิเคราะห์สนามอุตุนิยมวิทยา ตราบใดที่เรายังคงอยู่ในมวลอากาศที่กำหนด สามารถใช้การแก้ไขภาพเชิงเส้นโดยมีการประมาณที่เพียงพอเมื่อดำเนินการ เช่น ไอโซเทอร์ม

การเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็วของการไล่ระดับสีในแนวนอนของค่าอุตุนิยมวิทยา ใกล้การเปลี่ยนแปลงอย่างกะทันหันจากค่าหนึ่งไปยังอีกค่าหนึ่ง หรืออย่างน้อยการเปลี่ยนแปลงขนาดและทิศทางของการไล่ระดับสีเกิดขึ้นในการเปลี่ยนแปลง (โซนหน้าผาก) ระหว่างมวลอากาศสองมวล อุณหภูมิของอากาศสมมุติสมมุติ ซึ่งสะท้อนทั้งอุณหภูมิอากาศจริงและความชื้น ถือเป็นสัญญาณที่บ่งบอกลักษณะเฉพาะที่สุดของมวลอากาศโดยเฉพาะ

อุณหภูมิอากาศเทียม - อุณหภูมิที่อากาศจะใช้ในระหว่างกระบวนการอะเดียแบติก ถ้าในตอนแรกไอน้ำทั้งหมดที่มีอยู่ในนั้นควบแน่นที่ความดันที่ตกลงมาอย่างไม่จำกัดและหลุดออกจากอากาศและความร้อนแฝงที่ปล่อยออกมาก็จะไปทำให้อากาศร้อนขึ้น จากนั้น อากาศจะถูกนำมาภายใต้ความดันมาตรฐาน

เนื่องจากมวลอากาศที่อุ่นกว่ามักจะมีความชื้นมากกว่าด้วย ดังนั้นความแตกต่างของอุณหภูมิศักย์เทียมของมวลอากาศสองก้อนที่อยู่ติดกันจึงมากกว่าความแตกต่างของอุณหภูมิจริง อย่างไรก็ตาม อุณหภูมิศักย์เทียมจะเปลี่ยนแปลงอย่างช้าๆ ตามระดับความสูงภายในมวลอากาศที่กำหนด คุณสมบัตินี้ช่วยในการกำหนดการแบ่งชั้นของมวลอากาศที่อยู่เหนืออีกชั้นหนึ่งในชั้นโทรโพสเฟียร์

ตาชั่งมวลอากาศ

มวลอากาศอยู่ในลำดับเดียวกันกับกระแสหลักของการหมุนเวียนของบรรยากาศทั่วไป ขอบเขตเชิงเส้นของมวลอากาศในแนวนอนมีหน่วยวัดเป็นพันกิโลเมตร ในแนวตั้งมวลอากาศขยายขึ้นไปหลายกิโลเมตรของชั้นโทรโพสเฟียร์ บางครั้งถึงขอบบน

ด้วยกระแสน้ำหมุนเวียนในท้องถิ่น เช่น ลม ลมหุบเขา-หุบเขา เครื่องเป่าผม อากาศในกระแสน้ำที่ไหลเวียนยังถูกแยกออกจากคุณสมบัติและการเคลื่อนที่จากบรรยากาศโดยรอบไม่มากก็น้อย อย่างไรก็ตาม ในกรณีนี้ เป็นไปไม่ได้ที่จะพูดถึงมวลอากาศ เนื่องจากขนาดของปรากฏการณ์ที่นี่จะแตกต่างกัน

ตัวอย่างเช่น แถบที่ลมพัดปกคลุมอาจมีความกว้างเพียง 1-2 สิบกิโลเมตร ดังนั้นจึงไม่ได้รับการสะท้อนที่เพียงพอบนแผนที่สรุป ความหนาของกระแสลมในแนวดิ่งก็หลายร้อยเมตรเช่นกัน ดังนั้น ด้วยการหมุนเวียนในท้องถิ่น เราไม่ได้จัดการกับมวลอากาศอิสระ แต่เฉพาะกับสถานะที่ถูกรบกวนภายในมวลอากาศในระยะทางสั้น ๆ

วัตถุที่เกิดขึ้นจากปฏิสัมพันธ์ของมวลอากาศ - โซนการเปลี่ยนแปลง (พื้นผิวด้านหน้า), ระบบเมฆด้านหน้าของเมฆมากและฝน, การรบกวนแบบไซโคลน, มีลำดับความสำคัญเท่ากันกับมวลอากาศ - สามารถเปรียบเทียบได้ในพื้นที่ที่มีส่วนใหญ่ของ ทวีปหรือมหาสมุทรและเวลาที่มีอยู่ - มากกว่า 2 วัน ( แท็บ 4):

มวลอากาศมีขอบเขตชัดเจนที่แยกออกจากมวลอากาศอื่น

โซนทรานซิชันระหว่างมวลอากาศที่มีคุณสมบัติต่างกันเรียกว่า พื้นผิวด้านหน้า

ภายในมวลอากาศเดียวกัน สามารถใช้การประมาณค่าแบบกราฟิกด้วยการประมาณค่าที่เพียงพอ ตัวอย่างเช่น เมื่อวาดค่าไอโซเทอร์ม แต่เมื่อผ่านโซนหน้าผากจากมวลอากาศหนึ่งไปยังอีกมวลหนึ่ง การประมาณค่าเชิงเส้นจะไม่ให้แนวคิดที่ถูกต้องเกี่ยวกับการกระจายองค์ประกอบอุตุนิยมวิทยาตามจริงอีกต่อไป

ศูนย์การก่อตัวของมวลอากาศ

มวลอากาศได้มาซึ่งลักษณะที่ชัดเจนที่แหล่งกำเนิด

แหล่งที่มาของการก่อตัวของมวลอากาศต้องเป็นไปตามข้อกำหนดบางประการ:

ความสม่ำเสมอของพื้นผิวเบื้องล่างของน้ำหรือพื้นดิน เพื่อให้อากาศในเตาได้รับอิทธิพลที่คล้ายคลึงกันพอสมควร

ความสม่ำเสมอของสภาวะการแผ่รังสี

สภาพการไหลเวียนที่เอื้อต่อการออกอากาศในพื้นที่ที่กำหนด

ศูนย์การก่อตัวมักจะเป็นพื้นที่ที่อากาศลงมาแล้วกระจายไปในแนวนอน - ข้อกำหนดนี้เป็นไปตามข้อกำหนดของระบบแอนติไซโคลน แอนติไซโคลนมักจะไม่ทำงานมากกว่าไซโคลน ดังนั้น การก่อตัวของมวลอากาศมักจะเกิดขึ้นในแอนติไซโคลนขนาดใหญ่ที่ไม่ใช้งาน (กึ่งนิ่ง)

นอกจากนี้ ความกดอากาศที่อยู่ประจำและกัดเซาะซึ่งเกิดขึ้นเหนือพื้นที่ที่มีความร้อนนั้นตรงตามข้อกำหนดของการโฟกัส

ในที่สุด การก่อตัวของอากาศขั้วโลกเกิดขึ้นส่วนหนึ่งในบรรยากาศชั้นบนในพายุไซโคลนที่อยู่นิ่ง วงกว้างและลึกตรงกลางที่ละติจูดสูง ในระบบบาริกเหล่านี้ การเปลี่ยนแปลง (การเปลี่ยนแปลง) ของอากาศเขตร้อนซึ่งดึงเข้าไปในละติจูดสูงในชั้นบนของชั้นโทรโพสเฟียร์กลายเป็นอากาศขั้วโลก ระบบ baric ที่ระบุไว้ทั้งหมดสามารถเรียกได้ว่าเป็นศูนย์กลางของมวลอากาศไม่ใช่จากทางภูมิศาสตร์ แต่จากมุมมองโดยสังเขป

การจำแนกทางภูมิศาสตร์ของมวลอากาศ

มวลอากาศถูกจำแนกประเภทก่อนอื่นตามจุดศูนย์กลางของการก่อตัวขึ้นอยู่กับตำแหน่งของพวกมันในแถบละติจูด - อาร์กติกหรือแอนตาร์กติกขั้วโลกหรือละติจูดพอสมควรเขตร้อนและเส้นศูนย์สูตร

ตามการจำแนกทางภูมิศาสตร์ มวลอากาศสามารถแบ่งออกเป็นประเภททางภูมิศาสตร์หลักตามเขตละติจูดที่จุดโฟกัสอยู่:

อาร์กติกหรืออากาศแอนตาร์กติก (AB)

ขั้วหรือปานกลางอากาศ (PV หรือ HC)

ทรอปิคอลแอร์ (ทีวี). นอกจากนี้ มวลอากาศเหล่านี้ยังแบ่งออกเป็นมวลอากาศในทะเล (m) และมวลอากาศในทวีป (k) ได้แก่ mAV และ kAV, mUV และ kUV (หรือ mPV และ kPV), mTV และ kTV

มวลอากาศเส้นศูนย์สูตร (EV)

สำหรับละติจูดของเส้นศูนย์สูตร การบรรจบกัน (การบรรจบกันของกระแสน้ำ) และการเพิ่มขึ้นของอากาศเกิดขึ้นที่นี่ ดังนั้น มวลอากาศที่อยู่เหนือเส้นศูนย์สูตรมักจะถูกนำมาจากเขตกึ่งเขตร้อน แต่บางครั้งมวลอากาศเส้นศูนย์สูตรที่เป็นอิสระก็มีความโดดเด่น

บางครั้ง นอกเหนือจากจุดโฟกัสในความหมายที่แท้จริงของคำแล้ว พื้นที่ยังมีความโดดเด่น โดยที่มวลอากาศในฤดูหนาวเปลี่ยนจากประเภทหนึ่งเป็นอีกประเภทหนึ่งเมื่อเคลื่อนที่ พื้นที่เหล่านี้เป็นพื้นที่ในมหาสมุทรแอตแลนติกทางใต้ของกรีนแลนด์และในมหาสมุทรแปซิฟิกเหนือทะเลแบริ่งและโอค็อตสค์ โดยที่ kPV เปลี่ยนเป็น mPV พื้นที่ทางตอนใต้ของทวีปอเมริกาเหนือและทางใต้ของญี่ปุ่นในมหาสมุทรแปซิฟิก โดยที่ kPV จะกลายเป็น mPV ในช่วงฤดูมรสุมฤดูหนาว , และพื้นที่ในเอเชียใต้ที่ kPV ของเอเชียเปลี่ยนเป็นอากาศเขตร้อน (ในฤดูมรสุมด้วย)

การเปลี่ยนแปลงของมวลอากาศ

เมื่อสภาวะการหมุนเวียนเปลี่ยนไป มวลอากาศโดยรวมจะเคลื่อนจากแหล่งกำเนิดไปยังพื้นที่ใกล้เคียงซึ่งมีปฏิสัมพันธ์กับมวลอากาศอื่นๆ

เมื่อเคลื่อนที่มวลอากาศจะเริ่มเปลี่ยนคุณสมบัติของมัน - พวกมันจะไม่เพียงขึ้นอยู่กับคุณสมบัติของแหล่งกำเนิดเท่านั้น แต่ยังขึ้นอยู่กับคุณสมบัติของมวลอากาศที่อยู่ใกล้เคียงด้วยคุณสมบัติของพื้นผิวที่มวลอากาศผ่านไป ตลอดจนระยะเวลาที่ผ่านไปตั้งแต่เกิดมวลอากาศ

อิทธิพลเหล่านี้สามารถทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงในความชื้นของอากาศ เช่นเดียวกับการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิอากาศอันเป็นผลมาจากการปล่อยความร้อนแฝงหรือการแลกเปลี่ยนความร้อนกับพื้นผิวด้านล่าง

กระบวนการเปลี่ยนคุณสมบัติของมวลอากาศเรียกว่าการเปลี่ยนแปลงหรือวิวัฒนาการ

การเปลี่ยนแปลงที่เกี่ยวข้องกับการเคลื่อนที่ของมวลอากาศเรียกว่าไดนามิก ความเร็วของการเคลื่อนที่ของมวลอากาศที่ระดับความสูงต่างกันจะแตกต่างกัน การมีอยู่ของการเปลี่ยนแปลงของความเร็วทำให้เกิดการปั่นป่วนปั่นป่วน หากอากาศชั้นล่างได้รับความร้อนจะเกิดความไม่เสถียรและการผสมแบบพาความร้อนจะเกิดขึ้น

แผนภาพการไหลเวียนของบรรยากาศ

อากาศในบรรยากาศอยู่ในการเคลื่อนไหวอย่างต่อเนื่อง มันเคลื่อนที่ได้ทั้งแนวนอนและแนวตั้ง

สาเหตุหลักของการเคลื่อนที่ของอากาศในชั้นบรรยากาศคือการกระจายรังสีดวงอาทิตย์ที่ไม่สม่ำเสมอและความแตกต่างของพื้นผิวด้านล่าง ทำให้เกิดอุณหภูมิอากาศไม่เท่ากัน และทำให้ความดันบรรยากาศเหนือพื้นผิวโลก

ความต่างของความดันทำให้เกิดการเคลื่อนที่ของอากาศที่เคลื่อนจากบริเวณที่มีความกดอากาศสูงไปยังบริเวณที่มีความกดอากาศต่ำ ในกระบวนการเคลื่อนที่ มวลอากาศจะถูกเบี่ยงเบนโดยแรงการหมุนของโลก

(จำไว้ว่าวัตถุที่เคลื่อนที่ในซีกโลกเหนือและใต้เบี่ยงเบนไปอย่างไร)

แน่นอน คุณสังเกตเห็นว่าหมอกควันจางๆ ก่อตัวขึ้นเหนือแอสฟัลต์ในวันฤดูร้อน อากาศที่ร้อนและเบาจะลอยขึ้นข้างบน ภาพที่คล้ายคลึงกันแต่มีขนาดใหญ่กว่ามากสามารถสังเกตได้ที่เส้นศูนย์สูตร อากาศที่ร้อนจัดจะลอยสูงขึ้นอย่างต่อเนื่อง ก่อตัวเป็นกระแสน้ำขึ้น

ดังนั้นจึงสร้างสายพานแรงดันต่ำถาวรที่พื้นผิวนี้
อากาศที่ลอยขึ้นเหนือเส้นศูนย์สูตรจะกระจายไปยังขั้วโลกในชั้นโทรโพสเฟียร์ตอนบน (10-12 กม.) ค่อยๆ เย็นลงและเริ่มเคลื่อนลงมาเหนือละติจูดเหนือและใต้ประมาณ 30 องศา

ดังนั้นอากาศส่วนเกินจึงก่อตัวขึ้นซึ่งก่อให้เกิดสายพานแรงดันสูงเขตร้อนในชั้นผิวของบรรยากาศ

ในบริเวณวงแหวนรอบนอก อากาศเย็น ตกหนัก และจมลง ทำให้เคลื่อนตัวลง เป็นผลให้เกิดแรงดันสูงขึ้นในชั้นผิวใกล้ของแถบขั้วโลก

แนวหน้าของบรรยากาศแบบแอคทีฟเกิดขึ้นระหว่างแถบความกดอากาศสูงแบบเขตร้อนและแบบขั้วโลกในละติจูดพอสมควร อากาศเย็นอย่างหนาแน่นมากขึ้นจะพัดพาอากาศร้อนขึ้นด้านบน ทำให้เกิดกระแสลมขึ้น

เป็นผลให้เกิดสายพานพื้นผิวแรงดันต่ำในละติจูดพอสมควร

แผนที่เขตภูมิอากาศของโลก

หากพื้นผิวโลกมีความสม่ำเสมอ แถบความดันบรรยากาศจะแผ่กระจายเป็นแถบต่อเนื่อง อย่างไรก็ตาม พื้นผิวของดาวเคราะห์เป็นการสลับระหว่างน้ำและแผ่นดิน ซึ่งมีคุณสมบัติต่างกัน ความแห้งจะร้อนขึ้นและเย็นลงอย่างรวดเร็ว

ในทางกลับกัน มหาสมุทรร้อนขึ้นและปล่อยความร้อนออกมาอย่างช้าๆ นั่นคือเหตุผลที่สายพานของความดันบรรยากาศถูกแยกออกจากพื้นที่ - บริเวณที่มีความกดอากาศสูงและต่ำ บางแห่งมีอยู่ตลอดทั้งปี บางแห่งมีอยู่ในช่วงเวลาที่กำหนด

บนโลก สายพานแรงดันสูงและแรงดันต่ำสลับกันโดยธรรมชาติ ความกดอากาศสูง - ที่ขั้วโลกและในเขตร้อน ต่ำ - ที่เส้นศูนย์สูตรและในละติจูดพอสมควร

ประเภทของการไหลเวียนของบรรยากาศ

มีการเชื่อมโยงที่มีประสิทธิภาพหลายประการในการไหลเวียนของมวลอากาศในชั้นบรรยากาศของโลก ทั้งหมดถูกต้องและมีอยู่ในเขตละติจูดบางเขต ดังนั้นจึงเรียกว่าการไหลเวียนของบรรยากาศแบบโซน

ที่พื้นผิวโลก กระแสอากาศเคลื่อนจากแถบความกดอากาศสูงเขตร้อนไปยังเส้นศูนย์สูตร ภายใต้การกระทำของแรงที่เกิดจากการหมุนของโลก พวกมันเบี่ยงไปทางขวาในซีกโลกเหนือและไปทางซ้ายในซีกโลกใต้

นี่คือลักษณะของลมที่มีกำลังแรงคงที่ - ลมค้าขาย ในซีกโลกเหนือ ลมค้าขายพัดมาจากทิศตะวันออกเฉียงเหนือ และทางทิศใต้จากทิศตะวันออกเฉียงใต้ ดังนั้น การหมุนเวียนของบรรยากาศแบบโซนแรกคือ ลมค้าขาย.

อากาศเคลื่อนจากเขตร้อนสู่ละติจูดพอสมควร การเบี่ยงเบนภายใต้อิทธิพลของแรงหมุนของโลก พวกมันเริ่มเคลื่อนจากตะวันตกไปตะวันออกทีละน้อย กระแสนี้มาจากมหาสมุทรแอตแลนติกซึ่งครอบคลุมละติจูดพอสมควรของยุโรปทั้งหมด รวมทั้งยูเครน การขนส่งทางอากาศตะวันตกในละติจูดพอสมควรเป็นประเภทที่สองของการหมุนเวียนบรรยากาศของดาวเคราะห์

การเคลื่อนที่ของอากาศจากแถบขั้วโลกแรงดันสูงไปยังละติจูดกลางที่ซึ่งความกดอากาศต่ำนั้นเป็นเรื่องธรรมชาติเช่นกัน

ภายใต้อิทธิพลของแรงเบี่ยงของการหมุนของโลก อากาศนี้จะเคลื่อนจากทิศตะวันออกเฉียงเหนือในซีกโลกเหนือและจากทิศตะวันออกเฉียงใต้ในภาคใต้ การไหลของมวลอากาศวงแหวนรอบทิศตะวันออกก่อให้เกิดการไหลเวียนของบรรยากาศประเภทโซนที่สาม

ค้นหาเข็มขัดเส้นละติจูดในแผนที่ Atlas ซึ่งมีการไหลเวียนของอากาศในแนวต่างๆ เป็นหลัก

เนื่องจากความร้อนที่ไม่สม่ำเสมอของแผ่นดินและมหาสมุทร รูปแบบการเคลื่อนที่ของมวลอากาศจึงถูกละเมิด ตัวอย่างเช่น ทางตะวันออกของยูเรเซียในละติจูดพอสมควร การขนส่งทางอากาศตะวันตกดำเนินการเพียงหกเดือน - ในฤดูหนาว ในฤดูร้อน เมื่อแผ่นดินใหญ่มีอุณหภูมิสูงขึ้น มวลอากาศพร้อมกับความเย็นของมหาสมุทรจะเคลื่อนเข้าสู่พื้นดิน

นี่คือลักษณะการขนส่งทางอากาศมรสุมที่เกิดขึ้น การเปลี่ยนแปลงทิศทางการเคลื่อนที่ของอากาศปีละสองครั้งเป็นลักษณะเฉพาะของการไหลเวียนของมรสุม มรสุมฤดูหนาวเป็นกระแสลมที่ค่อนข้างเย็นและแห้งแล้งจากแผ่นดินใหญ่สู่มหาสมุทร

มรสุมฤดูร้อน- การเคลื่อนที่ของอากาศชื้นและอุ่นไปในทิศทางตรงกันข้าม

การไหลเวียนของบรรยากาศประเภทโซน

มีสามหลัก การไหลเวียนของบรรยากาศแบบโซน: ลมค้า การขนส่งทางอากาศตะวันตก และกระแสลมขั้วโลกตะวันออก การขนส่งทางอากาศของมรสุมรบกวนรูปแบบการหมุนเวียนทั่วไปของบรรยากาศและเป็นลักษณะการหมุนเวียนแบบแอซอน

การไหลเวียนของบรรยากาศทั่วไป (หน้า 1 จาก 2)

กระทรวงวิทยาศาสตร์และการศึกษาแห่งสาธารณรัฐคาซัคสถาน

Academy of Economics and Law ตั้งชื่อตาม W.A. Dzholdasbekova

คณะ "สถาบันมนุษยธรรมและเศรษฐกิจ"

วินัย: นิเวศวิทยา

ในหัวข้อ: "การไหลเวียนทั่วไปของบรรยากาศ"

เสร็จสมบูรณ์โดย: Tsarskaya Margarita

กลุ่ม 102 อา

ตรวจสอบโดย: Omarov B.B.

Taldykorgan 2011

บทนำ

1. ข้อมูลทั่วไปเกี่ยวกับการไหลเวียนของบรรยากาศ

2. ปัจจัยที่กำหนดการหมุนเวียนทั่วไปของบรรยากาศ

3. ไซโคลนและแอนติไซโคลน

4. ลมที่ส่งผลต่อการหมุนเวียนทั่วไปของบรรยากาศ

5. เอฟเฟกต์เครื่องเป่าผม

6. โครงการหมุนเวียนทั่วไป "เครื่องจักรแห่งโลก"

บทสรุป

รายชื่อวรรณกรรมที่ใช้แล้ว

บทนำ

ในหน้าของวรรณคดีทางวิทยาศาสตร์มักพบแนวความคิดเกี่ยวกับการหมุนเวียนทั่วไปของบรรยากาศเมื่อเร็ว ๆ นี้ซึ่งความหมายที่ผู้เชี่ยวชาญแต่ละคนเข้าใจในแบบของเขาเอง คำนี้ใช้อย่างเป็นระบบโดยผู้เชี่ยวชาญในด้านภูมิศาสตร์ นิเวศวิทยา และส่วนบนของชั้นบรรยากาศ

นักอุตุนิยมวิทยาและนักอุตุนิยมวิทยา นักชีววิทยาและแพทย์ นักอุทกวิทยาและนักสมุทรศาสตร์ นักพฤกษศาสตร์และนักสัตววิทยา และแน่นอนว่านักนิเวศวิทยา กำลังแสดงความสนใจเพิ่มขึ้นในการไหลเวียนของบรรยากาศโดยทั่วไป

ไม่มีความเห็นเป็นเอกฉันท์ว่าทิศทางทางวิทยาศาสตร์นี้เกิดขึ้นเมื่อเร็วๆ นี้หรือไม่ หรือการวิจัยดำเนินไปที่นี่มานานหลายศตวรรษหรือไม่

ด้านล่างนี้คือคำจำกัดความของการหมุนเวียนทั่วไปของบรรยากาศ โดยเป็นชุดของวิทยาศาสตร์ และปัจจัยที่มีอิทธิพลต่อบรรยากาศนั้นแสดงไว้

มีรายการของความสำเร็จบางอย่าง: สมมติฐาน การพัฒนา และการค้นพบที่ทำเครื่องหมายเหตุการณ์สำคัญที่เป็นที่รู้จักกันดีในประวัติศาสตร์ของวิทยาศาสตร์ชุดนี้ และให้แนวคิดบางอย่างเกี่ยวกับช่วงของปัญหาและงานที่พิจารณา

มีการอธิบายลักษณะเด่นของการหมุนเวียนทั่วไปของบรรยากาศ และรูปแบบที่ง่ายที่สุดของการหมุนเวียนทั่วไปที่เรียกว่า "เครื่องจักรของดาวเคราะห์" ถูกนำเสนอ

1. ข้อมูลทั่วไปเกี่ยวกับการไหลเวียนของบรรยากาศ

การหมุนเวียนทั่วไปของบรรยากาศ (Latin Circulatio - การหมุน, atmos กรีก - ไอน้ำและสไปรา - บอล) เป็นการรวมกันของกระแสอากาศขนาดใหญ่ในชั้นโทรโปและสตราโตสเฟียร์ เป็นผลให้มีการแลกเปลี่ยนมวลอากาศในอวกาศซึ่งก่อให้เกิดการกระจายความร้อนและความชื้น

การหมุนเวียนของบรรยากาศโดยทั่วไปเรียกว่าการหมุนเวียนของอากาศทั่วโลก ซึ่งนำไปสู่การถ่ายโอนจากละติจูดต่ำไปยังละติจูดสูงและในทางกลับกัน

การหมุนเวียนทั่วไปของบรรยากาศถูกกำหนดโดยโซนที่มีความกดอากาศสูงในบริเวณขั้วโลกและละติจูดเขตร้อนและโซนความกดอากาศต่ำในละติจูดพอสมควรและเส้นศูนย์สูตร

การเคลื่อนที่ของมวลอากาศเกิดขึ้นทั้งในทิศทางละติจูดและลองจิจูด ในชั้นโทรโพสเฟียร์ การหมุนเวียนของบรรยากาศรวมถึงลมค้า กระแสลมตะวันตกของละติจูดพอสมควร มรสุม พายุไซโคลน และแอนติไซโคลน

สาเหตุของการเคลื่อนที่ของมวลอากาศคือการกระจายตัวของความกดอากาศและความร้อนจากดวงอาทิตย์ของพื้นผิวดิน มหาสมุทร น้ำแข็งที่ละติจูดต่างกันอย่างไม่เท่ากัน รวมทั้งผลการเบี่ยงเบนของการหมุนของโลกต่อกระแสอากาศ

ความสม่ำเสมอหลักของการไหลเวียนของบรรยากาศคงที่

ในสตราโตสเฟียร์ตอนล่าง กระแสลมในละติจูดพอสมควรและกึ่งเขตร้อนส่วนใหญ่จะอยู่ทางทิศตะวันตก และในเขตร้อน - ทางทิศตะวันออก และพวกมันเดินทางด้วยความเร็วสูงถึง 150 m / s (540 km / h) เมื่อเทียบกับพื้นผิวโลก

ในชั้นโทรโพสเฟียร์ตอนล่าง ทิศทางของการขนส่งทางอากาศโดยทั่วไปจะแตกต่างกันไปตามพื้นที่ทางภูมิศาสตร์

ในละติจูดขั้วโลกมีลมตะวันออก ในเขตอบอุ่น - ตะวันตกโดยมีพายุไซโคลนและแอนติไซโคลนรบกวนบ่อยครั้ง ลมค้าขายและมรสุมที่เสถียรที่สุดในละติจูดเขตร้อน

เนื่องจากความหลากหลายของพื้นผิวที่อยู่เบื้องล่าง ความเบี่ยงเบนในระดับภูมิภาค - ลมในท้องถิ่น - ปรากฏในรูปแบบของการไหลเวียนของบรรยากาศทั่วไป

2. ปัจจัยที่กำหนดการหมุนเวียนทั่วไปของบรรยากาศ

- การกระจายพลังงานแสงอาทิตย์ที่ไม่สม่ำเสมอบนพื้นผิวโลก ส่งผลให้มีการกระจายอุณหภูมิและความดันบรรยากาศไม่สม่ำเสมอ

- แรงของโบลิทาร์และแรงเสียดทานภายใต้อิทธิพลของการไหลของอากาศจะได้ทิศทางละติจูด

- อิทธิพลของพื้นผิวพื้นฐาน: การปรากฏตัวของทวีปและมหาสมุทร ความแตกต่างของการบรรเทาทุกข์ ฯลฯ

การกระจายของกระแสอากาศในพื้นผิวโลกมีลักษณะเป็นเขต ในละติจูดของเส้นศูนย์สูตร - สังเกตลมที่สงบหรืออ่อนแรง ลมค้าขายครอบงำในเขตเขตร้อน

ลมค้าคือลมที่พัดตลอดเวลาตั้งแต่ช่วงทศวรรษที่ 30 ถึงเส้นศูนย์สูตร โดยมีทิศทางตะวันออกเฉียงเหนือในซีกโลกเหนือและทางตะวันออกเฉียงใต้ในซีกโลกใต้ ที่ 30-35? กับ. และ y.sh. - โซนแห่งความสงบที่เรียกว่า "ละติจูดของม้า".

ในละติจูดพอสมควร ลมตะวันตกจะพัดผ่าน (ในซีกโลกเหนือ ตะวันตกเฉียงใต้ ทางใต้ - ตะวันตกเฉียงเหนือ) ในละติจูดขั้วโลก ลมตะวันออก (ตะวันออกเฉียงเหนือในซีกโลกเหนือ ตะวันออกเฉียงใต้ในภาคใต้) มีลมพัด

ในความเป็นจริง ระบบลมเหนือพื้นผิวโลกซับซ้อนกว่ามาก ในเขตกึ่งเขตร้อน ในหลายพื้นที่ การขนส่งทางลมเพื่อการค้าจะหยุดชะงักจากมรสุมฤดูร้อน

ในละติจูดพอสมควรและอุณหภูมิต่ำกว่าขั้ว พายุไซโคลนและแอนติไซโคลนส่งผลกระทบอย่างใหญ่หลวงต่อธรรมชาติของกระแสอากาศ และมรสุมบนชายฝั่งตะวันออกและเหนือ

นอกจากนี้ ลมในพื้นที่ยังก่อตัวขึ้นในหลายพื้นที่เนื่องจากลักษณะของดินแดน

3. ไซโคลนและแอนติไซโคลน

บรรยากาศมีลักษณะเฉพาะด้วยการเคลื่อนที่ของกระแสน้ำวน ซึ่งใหญ่ที่สุดคือไซโคลนและแอนติไซโคลน

พายุไซโคลนเป็นกระแสน้ำวนในชั้นบรรยากาศที่เคลื่อนตัวขึ้นโดยมีความดันลดลงในศูนย์กลาง และระบบลมจากขอบรอบศูนย์กลางไปยังศูนย์กลาง ทิศทางทวนเข็มนาฬิกาในซีกโลกเหนือ และตามเข็มนาฬิกาในซีกโลกใต้ พายุไซโคลนแบ่งออกเป็นเขตร้อนและนอกเขตร้อน พิจารณาพายุหมุนนอกเขตร้อน

เส้นผ่านศูนย์กลางของพายุหมุนนอกเขตร้อนโดยเฉลี่ยอยู่ที่ประมาณ 1,000 กม. แต่ก็มีมากกว่า 3,000 กม. ความลึก (แรงดันตรงกลาง) - 1,000-970 hPa และน้อยกว่า พายุไซโคลนพัดแรง โดยปกติสูงถึง 10-15 m / s แต่สามารถเข้าถึง 30 m / s ขึ้นไป

ความเร็วเฉลี่ยของพายุหมุนคือ 30-50 กม. / ชม. ส่วนใหญ่แล้ว พายุไซโคลนจะเคลื่อนจากตะวันตกไปตะวันออก แต่บางครั้งอาจมาจากทิศเหนือ ทิศใต้ และทิศตะวันออก เขตความถี่สูงสุดของพายุไซโคลนคือละติจูดที่ 80 ของซีกโลกเหนือ

พายุไซโคลนทำให้เกิดสภาพอากาศที่มีเมฆมาก ฝนตก ลมแรง อากาศเย็นในฤดูร้อน อากาศอุ่นในฤดูหนาว

พายุหมุนเขตร้อน (เฮอริเคน ไต้ฝุ่น) ก่อตัวขึ้นในละติจูดเขตร้อน ซึ่งถือเป็นหนึ่งในปรากฏการณ์ทางธรรมชาติที่น่ากลัวและอันตรายที่สุด เส้นผ่านศูนย์กลางของมันคือหลายร้อยกิโลเมตร (300-800 กม. ไม่ค่อยมากกว่า 1,000 กม.) แต่มีความแตกต่างกันมากในความกดอากาศตรงกลางและรอบนอก ซึ่งทำให้เกิดพายุเฮอริเคนกำลังแรง ฝนเขตร้อน และพายุฝนฟ้าคะนองรุนแรง

แอนติไซโคลนคือกระแสน้ำวนในชั้นบรรยากาศที่มีแรงดันเพิ่มขึ้นที่จุดศูนย์กลาง และระบบลมจากจุดศูนย์กลางไปยังขอบรอบนอก โดยมีทิศทางตามเข็มนาฬิกาในซีกโลกเหนือ และทวนเข็มนาฬิกาในทิศใต้ ขนาดของแอนติไซโคลนนั้นเหมือนกับขนาดของไซโคลน แต่ในระยะหลังของการพัฒนา พวกมันสามารถมีเส้นผ่านศูนย์กลางได้ถึง 4,000 กม.

ความดันบรรยากาศที่ศูนย์กลางของแอนติไซโคลนมักจะอยู่ที่ 1,020-1030 hPa แต่สามารถเข้าถึงได้มากกว่า 1,070 hPa ความถี่สูงสุดของแอนติไซโคลนอยู่เหนือโซนกึ่งเขตร้อนของมหาสมุทร แอนติไซโคลนมีลักษณะเป็นเมฆต่ำ ไม่มีฝน มีลมแรงตรงกลาง น้ำค้างแข็งรุนแรงในฤดูหนาว และความร้อนในฤดูร้อน

4. ลมที่ส่งผลต่อการหมุนเวียนทั่วไปของบรรยากาศ

มรสุม มรสุมเป็นลมตามฤดูกาลที่เปลี่ยนทิศทางปีละสองครั้ง ในฤดูร้อนพวกมันจะพัดจากมหาสมุทรหนึ่งไปยังอีกที่หนึ่ง ในฤดูหนาว - จากพื้นดินสู่มหาสมุทร สาเหตุของการเกิดคือความร้อนของดินและน้ำที่ไม่เท่ากันตามฤดูกาล มรสุมแบ่งออกเป็นเขตร้อนและนอกเขตร้อนทั้งนี้ขึ้นอยู่กับโซนของการก่อตัว

มรสุมนอกเขตร้อนมีเด่นชัดโดยเฉพาะในเขตชานเมืองด้านตะวันออกของยูเรเซีย มรสุมฤดูร้อนนำความชื้นและความเย็นจากมหาสมุทร ลมมรสุมฤดูหนาวพัดมาจากแผ่นดินใหญ่ ทำให้อุณหภูมิและความชื้นลดลง

มรสุมเขตร้อนมีความเด่นชัดมากที่สุดในลุ่มน้ำมหาสมุทรอินเดีย ลมมรสุมฤดูร้อนพัดจากเส้นศูนย์สูตร อยู่ตรงข้ามกับลมค้าขาย ทำให้เกิดเมฆมาก มีฝน ทำให้ความร้อนในฤดูร้อนอ่อนลง มรสุมฤดูหนาวเกิดขึ้นพร้อมกับลมค้าขาย ทำให้เกิดความแห้งแล้ง

ลมท้องถิ่น. ลมในท้องถิ่นมีการกระจายในท้องถิ่นการก่อตัวของมันเกี่ยวข้องกับลักษณะของดินแดนนี้ - ความใกล้ชิดของแหล่งน้ำ, ธรรมชาติของการบรรเทาทุกข์ ลมที่แผ่กว้างที่สุดคือลมโบราโฟห์นหุบเขาและลมคาตาบาติก

ลมพัด (ลมพัดเบา ๆ ) - ลมตามชายฝั่งทะเล ทะเลสาบขนาดใหญ่ และแม่น้ำ ซึ่งเปลี่ยนทิศทางเป็นทิศตรงกันข้ามวันละสองครั้ง: ลมกลางวันพัดจากอ่างเก็บน้ำสู่ชายฝั่ง ลมกลางคืน - จากชายฝั่งถึง อ่างเก็บน้ำ ลมพัดเกิดจากการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิในแต่ละวัน และด้วยเหตุนี้ แรงดันเหนือพื้นดินและน้ำ ดักจับชั้นอากาศ 1-2 กม.

ความเร็วต่ำ - 3-5 m / s ลมทะเลในตอนกลางวันที่พัดแรงมากพบเห็นได้บนชายฝั่งทะเลทรายตะวันตกของทวีปต่างๆ ในละติจูดเขตร้อน พัดล้างด้วยกระแสน้ำเย็นและน้ำเย็นที่พัดขึ้นมาจากชายฝั่งในเขตที่มีน้ำท่วมขัง

มันบุกเข้าไปในแผ่นดินเป็นเวลาหลายสิบกิโลเมตรและก่อให้เกิดผลกระทบต่อสภาพอากาศที่รุนแรง: ลดอุณหภูมิโดยเฉพาะอย่างยิ่งในฤดูร้อน 5-70 C และในแอฟริกาตะวันตกถึง 100 C เพิ่มความชื้นสัมพัทธ์เป็น 85% ก่อให้เกิด หมอกและน้ำค้าง

ปรากฏการณ์ที่คล้ายกับลมทะเลในเวลากลางวันสามารถสังเกตได้ในเขตชานเมืองของเมืองใหญ่ ซึ่งมีอากาศเย็นไหลเวียนจากชานเมืองไปยังศูนย์กลาง เนื่องจากมี "จุดความร้อน" ทั่วเมืองตลอดทั้งปี

ลมหุบเขามีความถี่รายวัน: ในตอนกลางวันลมพัดขึ้นไปตามหุบเขาและตามเนินเขาในเวลากลางคืนในทางกลับกันอากาศเย็นลง อากาศที่เพิ่มขึ้นในเวลากลางวันนำไปสู่การก่อตัวของเมฆคิวมูลัสเหนือเนินลาดของภูเขา ในตอนกลางคืน เมื่ออากาศลงมาและอุ่นขึ้นแบบอะเดียแบติก ความหมองจะหายไป

ลมน้ำแข็งเป็นลมหนาวที่พัดมาจากธารน้ำแข็งบนภูเขาอย่างต่อเนื่องตามทางลาดและหุบเขา เกิดจากการเย็นตัวของอากาศเหนือน้ำแข็ง ความเร็วของพวกเขาคือ 5-7 m / s กำลังของมันหลายสิบเมตร พวกมันจะเข้มข้นกว่าในตอนกลางคืน เนื่องจากลมจะพัดแรงขึ้นจากเนินลาด

การไหลเวียนของบรรยากาศทั่วไป

1) เนื่องจากความเอียงของแกนโลกและความกลมของโลก บริเวณเส้นศูนย์สูตรจึงได้รับพลังงานแสงอาทิตย์มากกว่าบริเวณขั้วโลก

2) ที่เส้นศูนย์สูตร อากาศจะร้อนขึ้น → ขยายตัว → เพิ่มขึ้น → เกิดพื้นที่ความกดอากาศต่ำ 3) ที่เสา อากาศเย็นลง → ถูกบีบอัด → ตกลงมา → เกิดบริเวณที่มีความกดอากาศสูง

4) เนื่องจากความแตกต่างของความดันบรรยากาศ มวลอากาศเริ่มเคลื่อนจากขั้วไปยังเส้นศูนย์สูตร

ทิศทางและความเร็วของลมยังได้รับอิทธิพลจาก:

• คุณสมบัติของมวลอากาศ (ความชื้น อุณหภูมิ ...)
• พื้นผิวพื้นฐาน (มหาสมุทร เทือกเขา ฯลฯ)
• การหมุนของโลกรอบแกนของมัน (แรงโคลิโอลิส) 1) ระบบทั่วไป (โลก) ของกระแสอากาศเหนือพื้นผิวโลกซึ่งมีขนาดในแนวนอนเทียบเท่ากับทวีปและมหาสมุทรและมีความหนาตั้งแต่หลายกิโลเมตรถึงหลายสิบกิโลเมตร

ลมค้าขาย มีลมพัดจากเขตร้อนสู่เส้นศูนย์สูตรอย่างต่อเนื่อง

เหตุผล: มีความกดอากาศต่ำที่เส้นศูนย์สูตร (กระแสลมเหนือ) เสมอ และในเขตร้อนก็มีความกดอากาศสูง (แนวราบ) เสมอ

จากการกระทำของแรงโคริโอลิส: ลมค้าขายของซีกโลกเหนือมีทิศตะวันออกเฉียงเหนือ (เบี่ยงไปทางขวา)

ลมค้าขายซีกโลกใต้ - ตะวันออกเฉียงใต้ (เบี่ยงซ้าย)

ลมตะวันออกเฉียงเหนือ(ในซีกโลกเหนือ) และ ลมตะวันออกเฉียงใต้(ในซีกโลกใต้).
เหตุผล: กระแสอากาศเคลื่อนจากขั้วโลกไปยังละติจูดพอสมควร และเบี่ยงไปทางทิศตะวันตกภายใต้อิทธิพลของแรงโคริโอลิส ลมตะวันตก - ลมที่พัดจากเขตร้อนถึงละติจูดพอสมควร โดยส่วนใหญ่จากตะวันตกไปตะวันออก

เหตุผล: ความกดอากาศสูงในเขตร้อน และละติจูดต่ำพอสมควร ดังนั้น ส่วนหนึ่งของอากาศจากบริเวณ EE จะเคลื่อนไปที่บริเวณ H, D เมื่อเคลื่อนที่ภายใต้อิทธิพลของแรงโคริโอลิส กระแสอากาศจะเบี่ยงเบนไปทางทิศตะวันออก

ลมตะวันตกทำให้อากาศอบอุ่นและชื้นมายังเอสโตเนีย มวลอากาศก่อตัวเหนือน่านน้ำของกระแสน้ำอุ่นแอตแลนติกเหนือ

อากาศในพายุไซโคลนเคลื่อนจากขอบไปยังศูนย์กลาง

ที่บริเวณตอนกลางของพายุไซโคลน อากาศจะสูงขึ้นและ

เย็นลงจึงเกิดเมฆและฝน

กับพายุไซโคลน สภาพอากาศมีเมฆมากและมีลมแรง:

ฤดูร้อน- ฝนตกและเย็น
ในช่วงฤดูหนาว- มีการละลายและหิมะตก

แอนติไซโคลนเป็นพื้นที่ที่มีความกดอากาศสูงโดยมีจุดศูนย์กลางสูงสุด
อากาศในแอนติไซโคลนเคลื่อนจากจุดศูนย์กลางไปยังขอบนอก ในภาคกลางของแอนติไซโคลนอากาศจะจมและร้อนขึ้นความชื้นลดลงเมฆกระจายไป ด้วยแอนติไซโคลนทำให้อากาศสงบแจ่มใส:

ในฤดูร้อน - ร้อน

ในฤดูหนาว - หนาวจัด

การไหลเวียนของบรรยากาศ

คำจำกัดความ 1

การไหลเวียนเป็นระบบการเคลื่อนที่ของมวลอากาศ

การไหลเวียนสามารถเกิดขึ้นได้ทั่วโลกและการไหลเวียนในท้องถิ่นที่เกิดขึ้นในแต่ละพื้นที่และพื้นที่น้ำ การหมุนเวียนในท้องถิ่นรวมถึงลมกลางวันและกลางคืนที่เกิดขึ้นบนชายฝั่งทะเล ลมหุบเขา ลมหนาว ฯลฯ

การหมุนเวียนในท้องถิ่นในบางช่วงเวลาและในบางสถานที่สามารถซ้อนทับกับกระแสของการไหลเวียนทั่วไปได้ ด้วยการหมุนเวียนทั่วไปของบรรยากาศทำให้เกิดคลื่นขนาดใหญ่และกระแสน้ำวนซึ่งพัฒนาและเคลื่อนที่ในรูปแบบต่างๆ

การรบกวนของบรรยากาศดังกล่าว ได้แก่ พายุไซโคลนและแอนติไซโคลน ซึ่งเป็นลักษณะเฉพาะของการหมุนเวียนทั่วไปของบรรยากาศ

อันเป็นผลมาจากการเคลื่อนที่ของมวลอากาศซึ่งเกิดขึ้นภายใต้อิทธิพลของศูนย์กลางของความดันบรรยากาศทำให้อาณาเขตมีความชื้น เนื่องจากการคงอยู่ของการเคลื่อนที่ของอากาศในระดับต่างๆ ที่ทับซ้อนกันในชั้นบรรยากาศพร้อมกัน การไหลเวียนของบรรยากาศจึงเป็นกระบวนการที่ซับซ้อนมาก

ไม่เข้าใจอะไรเลย?

ลองขอความช่วยเหลือจากอาจารย์

การเคลื่อนที่ของมวลอากาศในระดับดาวเคราะห์ได้รับอิทธิพลจากปัจจัยหลัก 3 ประการ:

การกระจายรังสีแสงอาทิตย์ตามโซน;

การหมุนตามแนวแกนของโลกและด้วยเหตุนี้ ความเบี่ยงเบนของอากาศจึงไหลจากทิศทางการไล่ระดับ

ความไม่สม่ำเสมอของพื้นผิวโลก

ปัจจัยเหล่านี้ทำให้การไหลเวียนของบรรยากาศโดยรวมซับซ้อน

ถ้าโลกเป็น เป็นเนื้อเดียวกันและไม่หมุนรอบแกนของมัน - จากนั้นอุณหภูมิและความดันที่พื้นผิวโลกจะสอดคล้องกับสภาวะทางความร้อนและจะมีคุณลักษณะละติจูด ซึ่งหมายความว่าอุณหภูมิจะลดลงจากเส้นศูนย์สูตรถึงขั้ว

ด้วยการกระจายนี้ อากาศอุ่นที่เส้นศูนย์สูตรจะลอยขึ้น และที่ขั้วโลก อากาศเย็นจะตกลงมา เป็นผลให้มันจะสะสมที่เส้นศูนย์สูตรในส่วนบนของโทรโพสเฟียร์และความดันจะสูงและที่ขั้ว - ต่ำ

ในเวลาเดียวกัน อากาศจะไหลออกไปในทิศทางเดียวกันที่ระดับความสูง และทำให้ความดันเหนือเส้นศูนย์สูตรลดลงและการเติบโตเหนือขั้วโลก การไหลของอากาศใกล้พื้นผิวโลกจะเกิดขึ้นจากขั้ว ซึ่งความดันสูงไปทางเส้นศูนย์สูตรในแนวเมริเดียน

ปรากฎว่าเหตุผลทางความร้อนเป็นเหตุผลแรกสำหรับการไหลเวียนของบรรยากาศ - อุณหภูมิที่แตกต่างกันนำไปสู่ความกดดันที่แตกต่างกันในละติจูดที่ต่างกัน ในความเป็นจริง ความดันต่ำกว่าเส้นศูนย์สูตรและสูงที่ขั้ว

บนเครื่องแบบหมุนบนโลกในโทรโพสเฟียร์ตอนบนและส่วนล่างของสตราโตสเฟียร์เมื่อพวกมันไหลไปที่ขั้วในซีกโลกเหนือพวกมันควรเบี่ยงไปทางขวาในซีกโลกใต้ - ทางซ้ายและกลายเป็นตะวันตก

ในชั้นโทรโพสเฟียร์ตอนล่าง ลมที่พัดจากขั้วไปยังเส้นศูนย์สูตรและเบี่ยงออก จะกลายเป็นทิศตะวันออกในซีกโลกเหนือ และทิศตะวันออกเฉียงใต้ไปทางทิศใต้ เหตุผลที่สองสำหรับการไหลเวียนของบรรยากาศนั้นมองเห็นได้ชัดเจน - เหตุผลแบบไดนามิก องค์ประกอบที่เป็นวงๆ ของการหมุนเวียนทั่วไปของชั้นบรรยากาศเกิดจากการหมุนของโลก

พื้นผิวด้านล่างที่มีการกระจายตัวของดินและน้ำไม่สม่ำเสมอมีผลอย่างมากต่อการหมุนเวียนทั่วไปของชั้นบรรยากาศ

พายุไซโคลน

สำหรับชั้นล่างของโทรโพสเฟียร์นั้นมีลักษณะเฉพาะซึ่งปรากฏพัฒนาและหายไป กระแสน้ำวนบางส่วนมีขนาดเล็กมากและไม่มีใครสังเกตเห็น ในขณะที่กระแสน้ำวนอื่นๆ มีผลกระทบอย่างมากต่อสภาพอากาศของโลก ประการแรก ใช้กับพายุไซโคลนและแอนติไซโคลน

คำจำกัดความ 2

พายุไซโคลนเป็นกระแสน้ำวนในบรรยากาศขนาดใหญ่ที่มีความดันต่ำอยู่ตรงกลาง

ในซีกโลกเหนือ อากาศในพายุไซโคลนเคลื่อนที่ทวนเข็มนาฬิกา ในซีกโลกใต้ - ตามเข็มนาฬิกา กิจกรรมไซโคลนในละติจูดกลางเป็นคุณลักษณะของการหมุนเวียนของบรรยากาศ

พายุไซโคลนเกิดขึ้นจากการหมุนของโลกและแรงเบี่ยงของโคริโอลิส และในการพัฒนา ไซโคลนต้องผ่านขั้นตอนต่างๆ ตั้งแต่เริ่มแรกจนถึงเติม ตามกฎแล้วการเกิดพายุไซโคลนจะเกิดขึ้นที่แนวหน้าของชั้นบรรยากาศ

มวลอากาศสองก้อนที่มีอุณหภูมิตรงข้ามกัน คั่นด้วยด้านหน้า ถูกดึงเข้าไปในพายุไซโคลน อากาศอุ่นที่ส่วนต่อประสานจะแทรกซึมเข้าไปในบริเวณอากาศเย็นและเบี่ยงไปที่ละติจูดสูง

สมดุลถูกรบกวน และอากาศเย็นที่ด้านหลังถูกบังคับให้เจาะเข้าไปในละติจูดต่ำ แนวโค้งแบบไซโคลนด้านหน้าปรากฏขึ้น ซึ่งเป็นคลื่นขนาดใหญ่เคลื่อนตัวจากตะวันตกไปตะวันออก

เวทีคลื่นคือ ระยะแรกการพัฒนาไซโคลน

อากาศอุ่นลอยขึ้นและเคลื่อนตัวไปตามพื้นผิวด้านหน้าของคลื่น คลื่นที่เกิดขึ้นซึ่งมีความยาวตั้งแต่ $ 1,000 $ km ขึ้นไปนั้นไม่เสถียรในอวกาศและพัฒนาต่อไป

ในเวลาเดียวกัน พายุไซโคลนที่ความเร็ว 100 ดอลลาร์ กม. ต่อวันเคลื่อนตัวไปทางทิศตะวันออก ความดันยังคงลดลง และลมจะแรงขึ้น แอมพลิจูดของคลื่นจะเพิ่มขึ้น นี้ ขั้นตอนที่สอง- ระยะของพายุไซโคลนรุ่นเยาว์

ในแผนที่พิเศษ พายุไซโคลนรุ่นเยาว์ถูกระบุโดยไอโซบาร์หลายตัว

ด้วยการเคลื่อนตัวของลมอุ่นไปสู่ละติจูดสูง แนวหน้าที่อบอุ่นจึงเกิดขึ้น และการเคลื่อนตัวของอากาศเย็นไปสู่ละติจูดเขตร้อนจะก่อตัวเป็นแนวหน้าเย็น ทั้งสองด้านเป็นส่วนหนึ่งของทั้งหมดเดียว หน้าอุ่นเคลื่อนที่ช้ากว่าหน้าเย็น

ถ้าหน้าเย็นจับหน้าอุ่นและรวมเข้าด้วยกัน a การบดเคี้ยวด้านหน้า... อากาศอุ่นลอยขึ้นข้างบนและหมุนเป็นเกลียว นี้ ขั้นตอนที่สามการพัฒนาของพายุไซโคลน - ระยะของการบดเคี้ยว

ขั้นตอนที่สี่- กรอก - ถือเป็นที่สิ้นสุด มีการผลักลมอุ่นกลับขึ้นในขั้นสุดท้ายและการระบายความร้อน อุณหภูมิที่ต่างกันจะหายไป พายุไซโคลนจะเย็นลงทั่วทั้งบริเวณ ช้าลงและในที่สุดก็เต็ม ตั้งแต่เริ่มต้นจนถึงการเติม ชีวิตของพายุไซโคลนจะมีอายุตั้งแต่ 5 ถึง 7 ดอลลาร์ต่อวัน

หมายเหตุ 1

พายุไซโคลนทำให้เกิดสภาพอากาศที่มีเมฆมาก อากาศเย็น และมีฝนตกในฤดูร้อนและจะละลายในฤดูหนาว พายุไซโคลนฤดูร้อนเคลื่อนที่ด้วยความเร็ว $ 400 - $ 800 ต่อกิโลเมตรต่อวัน ฤดูหนาว - สูงถึง $ 1,000 ต่อกิโลเมตรต่อวัน

แอนติไซโคลน

กิจกรรมไซโคลนสัมพันธ์กับการเกิดขึ้นและการพัฒนาของแอนติไซโคลนที่หน้าผาก

คำจำกัดความ 3

แอนติไซโคลนเป็นกระแสน้ำวนขนาดใหญ่ในบรรยากาศที่มีความกดอากาศสูงอยู่ตรงกลาง

แอนติไซโคลนก่อตัวขึ้นที่ด้านหลังด้านหน้าของพายุไซโคลนรุ่นเยาว์ในอากาศเย็นและมีขั้นตอนการพัฒนาของตัวเอง

มีเพียงสามขั้นตอนในการพัฒนาแอนติไซโคลน:

ระยะของแอนติไซโคลนรุ่นเยาว์ซึ่งเป็นรูปแบบแรงดันเคลื่อนที่ต่ำ เขามักจะเคลื่อนที่ด้วยความเร็วของพายุไซโคลนที่อยู่ข้างหน้าเขา ที่ใจกลางของแอนติไซโคลน ความดันจะค่อยๆ เพิ่มขึ้น อากาศแจ่มใส สงบ และมีเมฆมากเล็กน้อยเหนือกว่า

ในระยะที่สอง การพัฒนาสูงสุดของแอนติไซโคลนจะเกิดขึ้น นี่คือการก่อตัวของความกดอากาศสูงที่มีความดันสูงที่สุดตรงกลาง แอนติไซโคลนที่พัฒนามากที่สุดสามารถมีเส้นผ่านศูนย์กลางได้ถึงหลายพันกิโลเมตร ในจุดศูนย์กลางจะเกิดการผกผันของพื้นผิวและระดับความสูง สภาพอากาศปลอดโปร่งและเงียบสงบ แต่มีความชื้นสูง จึงมีหมอก ฟ้าหลัว และเมฆสเตรตัส เมื่อเทียบกับแอนติไซโคลนรุ่นเยาว์ แอนติไซโคลนที่พัฒนามากที่สุดจะเคลื่อนที่ช้ากว่ามาก

ขั้นตอนที่สามเกี่ยวข้องกับการทำลายแอนติไซโคลน นี่คือการก่อตัวของ baric ที่สูง อบอุ่น และไม่ทำงาน เวทีนี้มีลักษณะเฉพาะโดยความกดอากาศที่ลดลงทีละน้อยและการพัฒนาของเมฆมาก การทำลายแอนติไซโคลนอาจเกิดขึ้นได้หลายสัปดาห์ และบางครั้งเป็นเดือนๆ

การไหลเวียนของบรรยากาศทั่วไป

วัตถุของการศึกษาการหมุนเวียนทั่วไปของบรรยากาศคือการเคลื่อนที่ของพายุไซโคลนและแอนติไซโคลนของละติจูดพอสมควรด้วยสภาพอากาศที่เปลี่ยนแปลงอย่างรวดเร็ว: ลมค้า มรสุม พายุหมุนเขตร้อน ฯลฯ การสังเกตระยะยาว

ในรูป 8, 9 แสดงการกระจายลมระยะยาวโดยเฉลี่ยใกล้พื้นผิวโลกในเดือนมกราคมและกรกฎาคม ในเดือนมกราคม กล่าวคือ

ในฤดูหนาว ในซีกโลกเหนือ กระแสน้ำวนต้านไซโคลนขนาดยักษ์จะมองเห็นได้ชัดเจนในอเมริกาเหนือ และกระแสน้ำวนที่รุนแรงโดยเฉพาะอย่างยิ่งในเอเชียกลาง

ในฤดูร้อน กระแสน้ำต้านไซโคลนบนบกจะถูกทำลายเนื่องจากภาวะโลกร้อนขึ้นของทวีป และเหนือมหาสมุทร กระแสน้ำวนดังกล่าวจะแข็งแกร่งขึ้นมากและแผ่ขยายไปทางเหนือ

แรงดันพื้นผิวในหน่วยมิลลิบาร์และกระแสลมทั่วไป

เนื่องจากอากาศในโทรโพสเฟียร์ในละติจูดของเส้นศูนย์สูตรและเขตร้อนอุ่นขึ้นอย่างเข้มข้นมากกว่าในบริเวณขั้วโลก อุณหภูมิและความดันของอากาศจึงค่อยๆ ลดลงในทิศทางจากเส้นศูนย์สูตรถึงขั้ว ตามที่นักอุตุนิยมวิทยากล่าวว่าอุณหภูมิของดาวเคราะห์และการไล่ระดับความดันนั้นมุ่งตรงไปยังชั้นโทรโพสเฟียร์ตรงกลางจากเส้นศูนย์สูตรไปยังขั้ว

(ในอุตุนิยมวิทยา ความลาดชันของอุณหภูมิและความดันถูกถ่ายไปในทิศทางตรงกันข้าม เมื่อเทียบกับฟิสิกส์) อากาศเป็นสื่อที่เคลื่อนที่ได้ง่าย หากโลกไม่หมุนรอบแกนของมัน ในชั้นล่างของชั้นบรรยากาศ อากาศจะไหลจากเส้นศูนย์สูตรไปยังขั้วต่างๆ และในชั้นบนสุด อากาศก็จะกลับคืนสู่เส้นศูนย์สูตร

แต่โลกหมุนด้วยความเร็วเชิงมุม 2n / 86400 เรเดียนต่อวินาที อนุภาคของอากาศที่เคลื่อนที่จากละติจูดต่ำไปยังละติจูดสูง จะคงความเร็วเชิงเส้นสูงไว้สัมพันธ์กับพื้นผิวโลก ได้มาที่ละติจูดต่ำ และดังนั้นจึงเบี่ยงออกเมื่อพวกมันเคลื่อนตัวไปทางทิศตะวันออก การขนส่งทางอากาศตะวันตก - ตะวันออกเกิดขึ้นในโทรโพสเฟียร์ซึ่งแสดงในรูปที่ 10.

อย่างไรก็ตาม ระบบการไหลที่ถูกต้องดังกล่าวจะสังเกตได้จากแผนที่ค่าเฉลี่ยเท่านั้น "ภาพรวม" ของกระแสอากาศให้ตำแหน่งใหม่ของพายุไซโคลน แอนติไซโคลน กระแสลม โซนที่พบกับอากาศอุ่นและเย็นที่ไม่ซ้ำกันในแต่ละครั้ง ซึ่งก็คือแนวหน้าของบรรยากาศ

แนวหน้าของบรรยากาศมีบทบาทสำคัญในการหมุนเวียนทั่วไปของชั้นบรรยากาศ เนื่องจากมีการแปลงพลังงานของมวลอากาศจากประเภทหนึ่งเป็นอีกประเภทหนึ่งอย่างมีนัยสำคัญ

ในรูป 10 แผนผังแสดงตำแหน่งของส่วนหน้าหลักในชั้นโทรโพสเฟียร์ตรงกลางและที่พื้นผิวโลก ปรากฏการณ์สภาพอากาศจำนวนมากเกี่ยวข้องกับบรรยากาศด้านหน้าและโซนด้านหน้า

ที่นี่กระแสน้ำวนแบบไซโคลนและแอนดีไซโคลนเกิดขึ้น เมฆหนาและเขตหยาดน้ำฟ้าก่อตัวขึ้น และลมก็แรงขึ้น

เมื่อบรรยากาศด้านหน้าผ่านจุดนี้ มักจะสังเกตเห็นความเย็นหรือความร้อนที่สังเกตได้ชัดเจน ธรรมชาติทั้งหมดของสภาพอากาศเปลี่ยนแปลงอย่างรวดเร็ว คุณสมบัติที่น่าสนใจอยู่ในโครงสร้างของสตราโตสเฟียร์

โซนหน้าผากของดาวเคราะห์ในชั้นโทรโพสเฟียร์ตอนกลาง

หากมีความอบอุ่นในโทรโพสเฟียร์ที่เส้นศูนย์สูตร มวลอากาศและที่ขั้วโลก - เย็นจากนั้นในสตราโตสเฟียร์โดยเฉพาะอย่างยิ่งในช่วงครึ่งปีที่อบอุ่นสถานการณ์เป็นเพียงตรงกันข้ามที่เสาที่นี่อากาศค่อนข้างอุ่นและที่เส้นศูนย์สูตร - เย็น

การไล่ระดับอุณหภูมิและความดันจะมุ่งไปในทิศทางตรงกันข้ามกับชั้นโทรโพสเฟียร์

อิทธิพลของแรงเบี่ยงของการหมุนของโลกซึ่งนำไปสู่การก่อตัวของการขนส่งทางทิศตะวันตก - ตะวันออกในชั้นโทรโพสเฟียร์ทำให้เกิดเขตลมตะวันออก - ตะวันตกในสตราโตสเฟียร์

ตำแหน่งเฉลี่ยของแกนเจ็ทสตรีมในซีกโลกเหนือในฤดูหนาว

ความเร็วลมสูงสุดและด้วยเหตุนี้ พลังงานจลน์สูงสุดของอากาศจึงถูกสังเกตได้ในลำธารเจ็ต

กระแสน้ำเจ็ตเป็นแม่น้ำอากาศในชั้นบรรยากาศ แม่น้ำที่ไหลที่ขอบบนของโทรโพสเฟียร์ ในชั้นที่แยกโทรโพสเฟียร์ออกจากสตราโตสเฟียร์ กล่าวคือ ในชั้นใกล้กับโทรโพพอส (รูปที่ 11 และ 12)

ความเร็วลมในลำธารเจ็ตสตรีมถึง 250 - 300 กม. / ชม. - ในฤดูหนาว และ 100 - 140 กม. / ชม. - ในฤดูร้อน ดังนั้นเครื่องบินที่เคลื่อนที่ช้าซึ่งเข้าสู่กระแสเจ็ตสตรีมสามารถบิน "ถอยหลัง" ได้

ตำแหน่งเฉลี่ยของแกนเจ็ทสตรีมในซีกโลกเหนือในฤดูร้อน

ความยาวของเจ็ตสตรีมถึงหลายพันกิโลเมตร ด้านล่างของกระแสน้ำเจ็ทในโทรโพสเฟียร์มี "แม่น้ำ" ของอากาศที่กว้างและเร็วน้อยกว่า - โซนหน้าผากสูงของดาวเคราะห์ซึ่งมีบทบาทอย่างมากในการไหลเวียนทั่วไปของชั้นบรรยากาศ

การเกิดขึ้นของความเร็วลมสูงในกระแสลมเจ็ตสตรีมและในบริเวณส่วนหน้าของดาวเคราะห์ที่มีระดับความสูงสูงเกิดขึ้นเนื่องจากการมีอยู่ของอุณหภูมิอากาศที่ต่างกันมากระหว่างมวลอากาศที่อยู่ติดกัน

การปรากฏตัวของความแตกต่างของอุณหภูมิอากาศหรืออย่างที่พวกเขากล่าวว่า "ความเปรียบต่างของอุณหภูมิ" นำไปสู่การเพิ่มขึ้นของลมที่มีความสูง ทฤษฎีนี้แสดงให้เห็นว่าการเพิ่มขึ้นดังกล่าวเป็นสัดส่วนกับการไล่ระดับอุณหภูมิในแนวนอนของชั้นอากาศที่กำลังพิจารณา

ในชั้นบรรยากาศสตราโตสเฟียร์ เนื่องจากการกลับตัวของความลาดชันของอุณหภูมิอากาศในเมริเดียน ความเข้มของกระแสเจ็ตลดลงและหายไป

แม้จะมีโซนหน้าผากสูงและลำธารที่มีระดับความสูงมากของดาวเคราะห์ แต่ตามกฎแล้วพวกเขาไม่ได้ล้อมรอบทั้งโลก แต่สิ้นสุดที่อุณหภูมิแนวนอนที่ตัดกันระหว่างมวลอากาศลดลง ความเปรียบต่างของอุณหภูมิบ่อยครั้งและรุนแรงมักปรากฏที่ด้านหน้าขั้วโลก ซึ่งแยกอากาศในละติจูดพอสมควรออกจากอากาศเขตร้อน

ตำแหน่งของแกนของโซนหน้าผากระดับความสูงที่มีการแลกเปลี่ยนมวลอากาศในเมริเดียนเล็กน้อย

โซนหน้าผากสูงและกระแสน้ำของดาวเคราะห์สูงมักเกิดขึ้นในระบบหน้าขั้วโลก แม้ว่าโดยเฉลี่ยแล้ว บริเวณหน้าผากที่มีระดับความสูงของดาวเคราะห์สูงจะมีทิศทางจากตะวันตกไปตะวันออก แต่ในบางกรณี ทิศทางของแกนของพวกมันนั้นมีความหลากหลายมาก ส่วนใหญ่มักจะมีลักษณะเป็นคลื่นในละติจูดพอสมควร ในรูป

13, 14 แสดงตำแหน่งของแกนของโซนด้านหน้าระดับความสูงในกรณีที่การขนส่งทางทิศตะวันตก - ตะวันออกมีเสถียรภาพและในกรณีของการแลกเปลี่ยนมวลอากาศในเมริเดียนที่พัฒนาแล้ว

ลักษณะสำคัญของกระแสอากาศในสตราโตสเฟียร์และมีโซสเฟียร์เหนือบริเวณเส้นศูนย์สูตรและเขตร้อนคือการมีอยู่ของอากาศหลายชั้นซึ่งมีทิศทางลมแรงเกือบตรงกันข้าม

การเกิดขึ้นและการพัฒนาของโครงสร้างหลายชั้นของสนามลมที่นี่จะเปลี่ยนแปลงในบางช่วงเวลา แต่ก็ไม่แน่ชัดในช่วงเวลาเดียวกัน ซึ่งสามารถใช้เป็นสัญญาณพยากรณ์บางอย่างได้เช่นกัน

หากเราเพิ่มเข้าไปอีกว่า ปรากฏการณ์ของภาวะโลกร้อนในสตราโตสเฟียร์ขั้วโลกซึ่งเกิดขึ้นเป็นประจำในฤดูหนาว มีความเชื่อมโยงกับกระบวนการในสตราโตสเฟียร์ที่เกิดขึ้นในละติจูดเขตร้อน และด้วยกระบวนการโทรโพสเฟียร์ในละติจูดพอสมควรและละติจูดสูง ก็จะกลายเป็น ชัดเจนว่ากระบวนการชั้นบรรยากาศเหล่านั้นซับซ้อนและแปลกประหลาดซึ่งส่งผลกระทบโดยตรงต่อระบอบสภาพอากาศในละติจูดพอสมควร

ตำแหน่งของแกนของโซนหน้าผากสูงที่มีการแลกเปลี่ยนมวลอากาศในเมริเดียนอย่างมีนัยสำคัญ

สถานะของพื้นผิวที่อยู่เบื้องล่าง โดยเฉพาะอย่างยิ่งสถานะของชั้นบนสุดของน้ำในมหาสมุทรโลก มีความสำคัญอย่างยิ่งต่อการก่อตัวของกระบวนการชั้นบรรยากาศในวงกว้าง พื้นผิวของมหาสมุทรโลกนั้นเกือบ 3/4 ของพื้นผิวโลกทั้งหมด (รูปที่ 15)

กระแสน้ำ

เนื่องจากความจุความร้อนสูงและความสามารถในการผสมได้ง่าย น้ำทะเลในมหาสมุทรจึงเก็บความร้อนไว้เป็นเวลานานในระหว่างการเผชิญหน้ากับอากาศอุ่นในละติจูดพอสมควร และในละติจูดใต้ตลอดทั้งปี ความร้อนที่สะสมไว้กับกระแสน้ำทะเลจะพัดพาไปทางเหนือและทำให้บริเวณโดยรอบอบอุ่น

ความจุความร้อนของน้ำนั้นมากกว่าความจุความร้อนของดินและหินหลายเท่าตัว มวลของน้ำอุ่นทำหน้าที่เป็นตัวสะสมความร้อนชนิดหนึ่งที่ให้บรรยากาศ ควรสังเกตว่าแผ่นดินสะท้อนแสงอาทิตย์ได้ดีกว่าพื้นผิวมหาสมุทรมาก

พื้นผิวของหิมะและน้ำแข็งสะท้อนแสงอาทิตย์ได้ดีเป็นพิเศษ 80-85% ของรังสีดวงอาทิตย์ทั้งหมดที่ตกลงมาบนหิมะสะท้อนออกมา ในทางกลับกัน พื้นผิวทะเลดูดซับรังสีเกือบทั้งหมดที่ตกลงมา (55-97%) จากกระบวนการทั้งหมดเหล่านี้ บรรยากาศโดยตรงจากดวงอาทิตย์จึงได้รับพลังงานเพียง 1 ใน 3 ของพลังงานที่เข้ามาทั้งหมด

มันรับพลังงาน 2/3 ที่เหลืออยู่จากพื้นผิวที่อยู่ภายใต้ความร้อนจากดวงอาทิตย์ ส่วนใหญ่มาจากผิวน้ำ การถ่ายเทความร้อนจากพื้นผิวด้านล่างสู่ชั้นบรรยากาศเกิดขึ้นได้หลายวิธี ประการแรก ความร้อนจากแสงอาทิตย์จำนวนมากถูกใช้ไปในการระเหยความชื้นจากพื้นผิวมหาสมุทรสู่ชั้นบรรยากาศ

เมื่อความชื้นควบแน่น ความร้อนจะถูกปล่อยออกมา ซึ่งจะทำให้อากาศโดยรอบร้อนขึ้น ประการที่สอง พื้นผิวด้านล่างปล่อยความร้อนสู่บรรยากาศผ่านการถ่ายเทความร้อนที่ปั่นป่วน (เช่น กระแสน้ำวน ที่ไม่เป็นระเบียบ) ประการที่สาม ความร้อนถูกถ่ายเทโดยรังสีแม่เหล็กไฟฟ้าความร้อน อันเป็นผลมาจากปฏิสัมพันธ์ของมหาสมุทรกับบรรยากาศทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงที่สำคัญในภายหลัง

ชั้นบรรยากาศที่ความร้อนและความชื้นของมหาสมุทรแทรกซึมในกรณีที่อากาศเย็นลงบนพื้นผิวมหาสมุทรที่อบอุ่นถึง 5 กม. หรือมากกว่านั้น ในกรณีที่อากาศอุ่นเข้าสู่ผิวน้ำเย็นของมหาสมุทร ความสูงที่อิทธิพลของมหาสมุทรแผ่ขยายออกไปไม่เกิน 0.5 กม.

ในกรณีของการบุกรุกของอากาศเย็น ความหนาของชั้นของมันซึ่งอิทธิพลของมหาสมุทรแผ่ขยายออกไปนั้นขึ้นอยู่กับขนาดของความแตกต่างของอุณหภูมิระหว่างน้ำกับอากาศเป็นหลัก หากน้ำอุ่นกว่าอากาศ การพาความร้อนอย่างแรงจะเกิดขึ้น กล่าวคือ การเคลื่อนที่ของอากาศจากน้อยไปมากผิดปกติ ซึ่งนำไปสู่การแทรกซึมของความร้อนและความชื้นสู่ชั้นบรรยากาศที่สูง

ในทางตรงกันข้าม หากอากาศอุ่นกว่าน้ำ การพาความร้อนจะไม่เกิดขึ้น และอากาศจะเปลี่ยนคุณสมบัติของมันในชั้นต่ำสุดเท่านั้น เหนือกระแสน้ำอุ่นกัลฟ์สตรีมในมหาสมุทรแอตแลนติก เมื่ออากาศเย็นจัด การถ่ายเทความร้อนในมหาสมุทรอาจสูงถึง 2,000 cal / cm2 ต่อวัน และแผ่ขยายไปยังชั้นโทรโพสเฟียร์ทั้งหมด

อากาศอุ่นสามารถสูญเสีย 20-100 cal / cm2 ต่อวันเหนือพื้นผิวมหาสมุทรที่หนาวเย็น การเปลี่ยนแปลงคุณสมบัติของอากาศที่ตกลงมาบนพื้นผิวมหาสมุทรที่อบอุ่นหรือเย็นนั้นเกิดขึ้นค่อนข้างเร็ว - การเปลี่ยนแปลงดังกล่าวสามารถสังเกตได้ที่ระดับ 3 หรือ 5 กม. ภายในหนึ่งวันหลังจากเริ่มการบุกรุก

อุณหภูมิอากาศที่เพิ่มขึ้นเท่าใดที่เป็นผลมาจากการเปลี่ยนแปลง (การเปลี่ยนแปลง) เหนือพื้นผิวน้ำ? ปรากฎว่าในช่วงครึ่งปีที่อากาศหนาวเย็น บรรยากาศเหนือมหาสมุทรแอตแลนติกอุ่นขึ้นโดยเฉลี่ย 6 ° และบางครั้งก็สามารถอุ่นขึ้น 20 °ต่อวัน อากาศสามารถเย็นได้ 2-10 องศาต่อวัน ประมาณว่าทางตอนเหนือของมหาสมุทรแอตแลนติกคือ

ในที่ที่มีการถ่ายเทความร้อนที่รุนแรงที่สุดจากมหาสมุทรสู่ชั้นบรรยากาศ มหาสมุทรจะปล่อยความร้อนมากกว่าที่ได้รับจากชั้นบรรยากาศ 10-30 เท่า ในเวลาเดียวกัน เป็นเรื่องปกติที่ความร้อนสำรองในมหาสมุทรจะถูกเติมเต็มด้วยกระแสน้ำอุ่นในมหาสมุทรจากละติจูดเขตร้อน กระแสลมกระจายความร้อนที่ได้รับจากมหาสมุทรเป็นระยะทางหลายพันกิโลเมตร ผลกระทบจากภาวะโลกร้อนของมหาสมุทรในฤดูหนาวนำไปสู่ความจริงที่ว่าความแตกต่างของอุณหภูมิอากาศระหว่างส่วนตะวันออกเฉียงเหนือของมหาสมุทรและทวีปอยู่ที่ละติจูด 45-60 °ที่พื้นผิวโลก 15-20 °ในชั้นโทรโพสเฟียร์กลาง 4-5 °. ตัวอย่างเช่น ผลกระทบจากภาวะโลกร้อนของมหาสมุทรที่มีต่อสภาพอากาศของยุโรปเหนือได้รับการศึกษาเป็นอย่างดี

ส่วนตะวันตกเฉียงเหนือของมหาสมุทรแปซิฟิกในฤดูหนาวอยู่ภายใต้อิทธิพลของอากาศเย็นของทวีปเอเชียที่เรียกว่ามรสุมฤดูหนาวซึ่งแผ่ขยายลึกลงไปในมหาสมุทร 1-2 พันกิโลเมตรในชั้นใกล้น้ำและ 3-4 พันกิโลเมตรในชั้นโทรโพสเฟียร์กลาง (รูปที่ 16) ...

ปริมาณความร้อนประจำปีที่พัดพาโดยกระแสน้ำทะเล

ในฤดูร้อน มหาสมุทรจะหนาวเย็นกว่าในทวีปต่างๆ ดังนั้นอากาศที่มาจากมหาสมุทรแอตแลนติกทำให้ยุโรปเย็นลง และอากาศของทวีปเอเชียทำให้มหาสมุทรแปซิฟิกอุ่นขึ้น อย่างไรก็ตาม รูปภาพที่อธิบายข้างต้นเป็นเรื่องปกติสำหรับสภาวะการไหลเวียนโดยเฉลี่ย

การเปลี่ยนแปลงขนาดและทิศทางของการไหลของความร้อนในแต่ละวันจากพื้นผิวด้านล่างสู่ชั้นบรรยากาศและด้านหลังมีความหลากหลายมากและมีอิทธิพลอย่างมากต่อการเปลี่ยนแปลงในกระบวนการบรรยากาศด้วยตัวมันเอง

มีสมมติฐานตามลักษณะเฉพาะของการพัฒนาการแลกเปลี่ยนความร้อนระหว่างส่วนต่างๆ ของพื้นผิวด้านล่างและชั้นบรรยากาศเป็นตัวกำหนดธรรมชาติที่เสถียรของกระบวนการในชั้นบรรยากาศในระยะเวลานาน

หากอากาศอุ่นขึ้นเหนือพื้นผิวน้ำอุ่นอย่างผิดปกติ (เหนือปกติ) ของส่วนใดส่วนหนึ่งของมหาสมุทรโลกในละติจูดพอสมควรของซีกโลกเหนือ พื้นที่ของความกดอากาศที่เพิ่มขึ้น (baric ridge) จะก่อตัวขึ้นในชั้นโทรโพสเฟียร์ตอนกลาง ตามแนวขอบด้านตะวันออกซึ่งมวลอากาศเย็นเริ่มเคลื่อนตัวจากอาร์กติกและตามส่วนตะวันตก - การถ่ายโอนอากาศอุ่นจากละติจูดเขตร้อนไปทางเหนือ สถานการณ์นี้อาจนำไปสู่การคงอยู่ของความผิดปกติของสภาพอากาศในระยะยาวใกล้กับพื้นผิวโลกในบางพื้นที่ - ฤดูร้อนที่แห้งและร้อนหรือมีฝนตกและเย็น ฤดูหนาวที่หนาวจัดและแห้งหรืออบอุ่นและมีหิมะตก ความขุ่นมัวมีบทบาทสำคัญในการก่อตัวของกระบวนการในชั้นบรรยากาศโดยควบคุมการจ่ายความร้อนจากแสงอาทิตย์สู่พื้นผิวโลก เมฆปกคลุมเพิ่มสัดส่วนของการแผ่รังสีสะท้อนอย่างมีนัยสำคัญ และด้วยเหตุนี้จึงช่วยลดความร้อนของพื้นผิวโลก ซึ่งจะส่งผลต่อธรรมชาติของกระบวนการสรุป ปรากฎว่ามีข้อเสนอแนะที่คล้ายคลึงกัน: ธรรมชาติของการไหลเวียนของบรรยากาศส่งผลต่อการสร้างระบบคลาวด์และในทางกลับกันระบบคลาวด์ก็ส่งผลต่อการเปลี่ยนแปลงของการไหลเวียน เราได้ระบุเฉพาะปัจจัยที่สำคัญที่สุดของ "ภาคพื้นดิน" ที่ศึกษาซึ่งส่งผลต่อการก่อตัวของสภาพอากาศและการไหลเวียนของอากาศ กิจกรรมของดวงอาทิตย์มีบทบาทพิเศษในการศึกษาสาเหตุของการเปลี่ยนแปลงการหมุนเวียนทั่วไปของชั้นบรรยากาศ ที่นี่จำเป็นต้องแยกความแตกต่างระหว่างการเปลี่ยนแปลงของการไหลเวียนของอากาศบนโลกที่เกี่ยวข้องกับการเปลี่ยนแปลงของฟลักซ์ความร้อนทั้งหมดที่มาจากดวงอาทิตย์สู่โลกอันเป็นผลมาจากความผันผวนของค่าที่เรียกว่าค่าคงที่แสงอาทิตย์ อย่างไรก็ตาม จากการศึกษาเมื่อเร็วๆ นี้ ในความเป็นจริง มันไม่ได้คงที่อย่างเด็ดขาด พลังงานของการไหลเวียนของบรรยากาศจะถูกเติมอย่างต่อเนื่องโดยพลังงานที่ส่งมาจากดวงอาทิตย์ ดังนั้น หากพลังงานทั้งหมดที่ดวงอาทิตย์ส่งมีความผันผวนอย่างมาก อาจส่งผลต่อการเปลี่ยนแปลงของการไหลเวียนและสภาพอากาศบนโลก ปัญหานี้ยังไม่ได้รับการศึกษาอย่างเพียงพอ สำหรับการเปลี่ยนแปลงของกิจกรรมสุริยะ เป็นที่ทราบกันดีว่ามีการรบกวนต่าง ๆ จุดบนดวงอาทิตย์ คบไฟ ตกตะกอน ความโดดเด่น ฯลฯ ปรากฏขึ้นบนพื้นผิวของดวงอาทิตย์ การรบกวนเหล่านี้ทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงชั่วคราวในองค์ประกอบของรังสีดวงอาทิตย์ ส่วนประกอบอัลตราไวโอเลต และ corpuscular (กล่าวคือประกอบด้วยอนุภาคที่มีประจุ ซึ่งส่วนใหญ่เป็นโปรตอน) การแผ่รังสีจากดวงอาทิตย์ นักอุตุนิยมวิทยาบางคนเชื่อว่าการเปลี่ยนแปลงของกิจกรรมสุริยะนั้นสัมพันธ์กับกระบวนการทางชั้นบรรยากาศของโลกในชั้นบรรยากาศของโลก กล่าวคือ กับสภาพอากาศ

แถลงการณ์ฉบับหลังนี้จำเป็นต้องมีการวิจัยเพิ่มเติม สาเหตุหลักมาจากข้อเท็จจริงที่ว่าวัฏจักรสุริยะ 11 ปีที่แสดงให้เห็นเป็นอย่างดีนั้นไม่ได้เปิดเผยอย่างชัดเจนในสภาพอากาศบนโลก

เป็นที่ทราบกันดีว่ามีนักพยากรณ์อุตุนิยมวิทยาทั้งโรงเรียนที่ค่อนข้างประสบความสำเร็จในการทำนายสภาพอากาศที่เกี่ยวข้องกับการเปลี่ยนแปลงของกิจกรรมแสงอาทิตย์

ลมและการหมุนเวียนทั่วไปของบรรยากาศ

ลม คือ การเคลื่อนตัวของอากาศจากบริเวณที่มีความกดอากาศสูงไปยังบริเวณที่มีความกดอากาศต่ำ ความเร็วลมถูกกำหนดโดยขนาดของความแตกต่างของความกดอากาศ

ต้องคำนึงถึงอิทธิพลของลมในการเดินเรืออยู่เสมอ เนื่องจากจะทำให้เรือล่องลอย คลื่นพายุ เป็นต้น
เนื่องจากความร้อนที่ไม่สม่ำเสมอของส่วนต่างๆ ของโลก จึงมีระบบกระแสบรรยากาศในระดับดาวเคราะห์ (การไหลเวียนของบรรยากาศทั่วไป)

การไหลของอากาศประกอบด้วยกระแสน้ำวนแต่ละอันที่เคลื่อนที่แบบสุ่มในอวกาศ ดังนั้นความเร็วลมที่วัด ณ จุดใด ๆ จะเปลี่ยนแปลงตลอดเวลา ความผันผวนของความเร็วลมมากที่สุดจะสังเกตได้จากชั้นผิวใกล้ผิวดิน เพื่อให้สามารถเปรียบเทียบความเร็วลมได้ ความสูงมาตรฐานต้องอยู่ที่ 10 เมตรเหนือระดับน้ำทะเล

ความเร็วลมแสดงเป็นเมตรต่อวินาที ความแรงลม - จุด ความสัมพันธ์ระหว่างพวกเขาถูกกำหนดโดยมาตราส่วนโบฟอร์ต

มาตราส่วนโบฟอร์ต

ความผันผวนของความเร็วลมมีลักษณะเป็นค่าสัมประสิทธิ์ลมกระโชก ซึ่งเข้าใจว่าเป็นอัตราส่วนของความเร็วสูงสุดของลมกระโชกแรงต่อความเร็วเฉลี่ยที่ได้รับใน 5-10 นาที
เมื่อความเร็วลมเฉลี่ยเพิ่มขึ้น ค่าสัมประสิทธิ์ลมกระโชกแรงจะลดลง ที่ความเร็วลมสูง ค่าสัมประสิทธิ์ลมกระโชกแรงจะอยู่ที่ประมาณ 1.2 - 1.4

ลมค้าเป็นลมที่พัดตลอดทั้งปีในทิศทางเดียวในโซนจากเส้นศูนย์สูตรถึง 35 ° N ซ. และสูงถึง 30 ° S ซ. ทิศทางคงที่: ในซีกโลกเหนือ - ตะวันออกเฉียงเหนือ, ทางใต้ - ตะวันออกเฉียงใต้ ความเร็ว - สูงถึง 6 m / s

มรสุมเป็นลมที่มีเขตละติจูดพอสมควร ซึ่งพัดจากมหาสมุทรไปยังแผ่นดินใหญ่ในฤดูร้อน และจากแผ่นดินใหญ่สู่มหาสมุทรในฤดูหนาว เข้าถึงความเร็ว 20 m / s มรสุมทำให้เกิดสภาพอากาศที่แห้ง อากาศแจ่มใส และหนาวเย็นในฤดูหนาว และมีเมฆมากในฤดูร้อน โดยมีฝนและมีหมอก

ลมพัดมาจากความร้อนของน้ำและพื้นดินไม่สม่ำเสมอตลอดทั้งวัน ในเวลากลางวันมีลมจากทะเลสู่พื้นดิน (ลมทะเล) ในเวลากลางคืนจากชายฝั่งทะเลที่เย็นยะเยือก - สู่ทะเล (ลมทะเล) ความเร็วลม 5 - 10 ม. / วินาที

ลมในพื้นที่เกิดขึ้นในบางพื้นที่เนื่องจากลักษณะของการบรรเทาและแตกต่างอย่างมากจากการไหลของอากาศทั่วไป: เกิดขึ้นจากความร้อนที่ไม่สม่ำเสมอ (ความเย็น) ของพื้นผิวด้านล่าง ข้อมูลโดยละเอียดเกี่ยวกับลมในท้องถิ่นแสดงไว้ในทิศทางการเดินเรือและคำอธิบายเกี่ยวกับอุทกอุตุนิยมวิทยา

โบราเป็นลมแรงและลมกระโชกแรงพัดลงมาตามไหล่เขา นำความเย็นที่สำคัญ

พบได้ในบริเวณที่มีสันเขาเตี้ยติดกับทะเล ในช่วงที่ความดันบรรยากาศเหนือพื้นดินและอุณหภูมิลดลงเมื่อเทียบกับความดันและอุณหภูมิในทะเล

ในพื้นที่อ่าวโนโวรอสซีสค์ โบราเปิดให้บริการในเดือนพฤศจิกายน - มีนาคม โดยมีความเร็วลมเฉลี่ยประมาณ 20 m / s (ลมกระโชกแต่ละบุคคลสามารถอยู่ที่ 50-60 m / s) ระยะเวลาของการดำเนินการคือตั้งแต่หนึ่งถึงสามวัน

ลมที่คล้ายคลึงกันนี้พบเห็นได้ที่ Novaya Zemlya บนชายฝั่งทะเลเมดิเตอร์เรเนียนของฝรั่งเศส (มิสทรัล) และนอกชายฝั่งทางเหนือของทะเลเอเดรียติก

ซีรอคโค - ลมร้อนและชื้นของทะเลเมดิเตอร์เรเนียนตอนกลาง พร้อมด้วยเมฆมากและฝน

พายุทอร์นาโดเป็นพายุหมุนเหนือทะเลที่มีขนาดเส้นผ่าศูนย์กลางหลายสิบเมตร ซึ่งประกอบด้วยน้ำกระเซ็น พวกมันมีอยู่ถึงหนึ่งในสี่ของวันและเคลื่อนที่ด้วยความเร็วสูงถึง 30 นอต ความเร็วลมภายในพายุทอร์นาโดสามารถเข้าถึงได้ถึง 100 m / s

ลมพายุส่วนใหญ่เกิดขึ้นในบริเวณที่มีความกดอากาศต่ำ พายุหมุนเขตร้อนมีกำลังแรงเป็นพิเศษ โดยมีความเร็วลมมักเกิน 60 m / s

พายุรุนแรงยังสังเกตเห็นได้ในละติจูดพอสมควร เมื่อเคลื่อนที่ มวลอากาศอุ่นและเย็นจะสัมผัสกันอย่างหลีกเลี่ยงไม่ได้

เขตการเปลี่ยนแปลงระหว่างมวลเหล่านี้เรียกว่าแนวหน้าบรรยากาศ ทางเดินด้านหน้ามาพร้อมกับสภาพอากาศที่เปลี่ยนแปลงอย่างรวดเร็ว

บรรยากาศด้านหน้าสามารถอยู่นิ่งหรือเคลื่อนที่ได้ แยกแยะระหว่างแนวปะทะที่อบอุ่น ความเย็น และการบดเคี้ยว แนวหน้าบรรยากาศหลัก ได้แก่ อาร์กติก ขั้วโลก และเขตร้อน บนแผนที่โดยย่อ แนวรบจะแสดงเป็นแนวหน้า (แนวหน้า)

แนวหน้าที่อบอุ่นเกิดขึ้นเมื่อมวลอากาศอุ่นโจมตีอากาศเย็น ในแผนที่สภาพอากาศ ด้านหน้าที่อบอุ่นจะมีเส้นทึบที่มีครึ่งวงกลมอยู่ด้านหน้า โดยชี้ไปที่อากาศที่เย็นกว่าและทิศทางการเดินทาง

เมื่อส่วนหน้าอันอบอุ่นเข้าใกล้ ความกดอากาศเริ่มลดลง เมฆหนาขึ้น และฝนจะตกหนัก ในฤดูหนาว เมื่อด้านหน้าเคลื่อนผ่าน มักจะมีเมฆสเตรตัสต่ำปรากฏขึ้น อุณหภูมิและความชื้นเพิ่มขึ้นอย่างช้าๆ

เมื่อด้านหน้าผ่านไป อุณหภูมิและความชื้นมักจะสูงขึ้นอย่างรวดเร็ว และลมก็แรงขึ้น หลังจากที่ผ่านแนวหน้าไปแล้ว ทิศทางลมจะเปลี่ยนไป (ลมหมุนตามเข็มนาฬิกา) แรงดันตกคร่อมจะหยุดและการเติบโตแบบอ่อนๆ เริ่มต้น เมฆจะกระจายตัว และปริมาณน้ำฝนจะหยุดลง

แนวหน้าเย็นเกิดขึ้นเมื่อมวลอากาศเย็นโจมตีอากาศที่อุ่นกว่า (รูปที่ 18.2) บนแผนที่สภาพอากาศ แนวหน้าเย็นจะแสดงเป็นเส้นทึบโดยมีสามเหลี่ยมอยู่ด้านหน้าซึ่งชี้ไปยังอุณหภูมิที่อุ่นขึ้นและมุ่งหน้าไป แรงกดดันด้านหน้าลดลงอย่างแรงและไม่สม่ำเสมอ เรือพบว่าตัวเองอยู่ในโซนที่มีฝนโปรยปราย พายุฝนฟ้าคะนอง ลมกระโชกแรง และคลื่นลมแรง

ส่วนหน้าของการบดเคี้ยวคือส่วนหน้าที่เกิดขึ้นจากการบรรจบกันของส่วนหน้าที่อบอุ่นและเย็น มันถูกแทนด้วยเส้นทึบที่มีรูปสามเหลี่ยมและครึ่งวงกลมสลับกัน

คัทหน้าอุ่น

ตัดหน้าเย็น

พายุไซโคลนเป็นกระแสน้ำวนในชั้นบรรยากาศที่มีเส้นผ่านศูนย์กลางขนาดใหญ่ (ตั้งแต่หลายร้อยถึงหลายพันกิโลเมตร) โดยมีความกดอากาศต่ำอยู่ตรงกลาง อากาศในพายุไซโคลนหมุนเวียนทวนเข็มนาฬิกาในซีกโลกเหนือและตามเข็มนาฬิกาในภาคใต้

พายุไซโคลนมีสองประเภทหลัก - นอกเขตร้อนและเขตร้อน

อดีตถูกสร้างขึ้นในละติจูดพอสมควรหรือขั้วโลกและมีเส้นผ่านศูนย์กลางหลายพันกิโลเมตรที่จุดเริ่มต้นของการพัฒนาและมากถึงหลายพันในกรณีของพายุไซโคลนกลางที่เรียกว่า

พายุหมุนเขตร้อน - พายุหมุนที่เกิดขึ้นในละติจูดเขตร้อน เป็นกระแสน้ำวนในบรรยากาศที่มีความกดอากาศต่ำตรงกลางและมีความเร็วลมพายุ พายุหมุนเขตร้อนที่ก่อตัวขึ้นเคลื่อนตัวไปกับมวลอากาศจากตะวันออกไปตะวันตก ขณะค่อยๆ เบี่ยงเบนไปทางละติจูดสูง

พายุไซโคลนดังกล่าวมีลักษณะที่เรียกว่า "ตาพายุ" - พื้นที่ภาคกลางขนาดเส้นผ่าศูนย์กลาง 20 - 30 กม. มีอากาศค่อนข้างแจ่มใสและเงียบสงบ มีพายุหมุนเขตร้อนประมาณ 80 ลูกในแต่ละปีทั่วโลก

มุมมองของพายุไซโคลนจากอวกาศ

เส้นทางพายุหมุนเขตร้อน

ในตะวันออกไกลและเอเชียตะวันออกเฉียงใต้ พายุหมุนเขตร้อนเรียกว่าพายุไต้ฝุ่น (จากคำภาษาจีนว่า ไทฟิน - ลมแรง) และในทวีปอเมริกา - พายุเฮอริเคน (สเปน: huracán ตามเทพเจ้าแห่งสายลมของอินเดีย)
เป็นที่ยอมรับกันโดยทั่วไปว่าพายุกลายเป็นพายุเฮอริเคนด้วยความเร็วลมมากกว่า 120 กม. / ชม. ที่ความเร็ว 180 กม. / ชม. พายุเฮอริเคนเรียกว่าพายุเฮอริเคนกำลังแรง

7. ลม. การไหลเวียนของบรรยากาศทั่วไป

การบรรยาย 7. ลม. การไหลเวียนของบรรยากาศทั่วไป

ลม – นี่คือการเคลื่อนที่ของอากาศที่สัมพันธ์กับพื้นผิวโลกซึ่งองค์ประกอบในแนวนอนมีชัยเมื่อพิจารณาการเคลื่อนที่ของลมขึ้นหรือลง องค์ประกอบแนวตั้งก็จะถูกนำมาพิจารณาด้วย ลมมีลักษณะเฉพาะคือ ทิศทาง ความเร็ว และความรวดเร็ว

สาเหตุของลมคือความแตกต่างของความกดอากาศ ณ จุดต่างๆ ซึ่งพิจารณาจากการไล่ระดับความกดอากาศต่ำในแนวนอน ความดันไม่เท่ากันโดยหลักแล้วเนื่องจากระดับความร้อนและความเย็นของอากาศต่างกันและลดลงตามความสูง

เพื่อแสดงการกระจายของความดันบนพื้นผิวโลก ความดันจะถูกพล็อตบนแผนที่ทางภูมิศาสตร์ วัดในเวลาเดียวกันที่จุดต่างๆ และลดลงเป็นความสูงเดียวกัน (เช่น ที่ระดับน้ำทะเล) จุดที่มีความดันเท่ากันเชื่อมต่อกันด้วยเส้น - ไอโซบาร์.

ดังนั้นจึงระบุพื้นที่ที่มีแรงดันสูง (แอนติไซโคลน) และแรงดันต่ำ (ไซโคลน) ซึ่งเป็นทิศทางการเคลื่อนที่เพื่อพยากรณ์สภาพอากาศ จาก isobars คุณสามารถกำหนดขนาดของการเปลี่ยนแปลงความดันด้วยระยะทางได้

ในทางอุตุนิยมวิทยายอมรับแนวคิด แนวนอน baric ไล่ระดับคือการเปลี่ยนแปลงของแรงดันต่อ 100 กม. ตามเส้นแนวนอนตั้งฉากกับไอโซบาร์จากแรงดันสูงเป็นแรงดันต่ำ การเปลี่ยนแปลงนี้โดยปกติคือ 1–2 hPa / 100 km

การเคลื่อนที่ของอากาศเกิดขึ้นในทิศทางของการไล่ระดับ แต่ไม่ใช่ในแนวตรง แต่ซับซ้อนกว่า อันเนื่องมาจากปฏิกิริยาของแรงที่เบี่ยงเบนอากาศเนื่องจากการหมุนของโลกและการเสียดสี ภายใต้อิทธิพลของการหมุนของโลก การเคลื่อนที่ของอากาศเบี่ยงเบนจากการไล่ระดับแบบแบริกไปทางขวาในซีกโลกเหนือ ไปทางซ้ายทางใต้

การเบี่ยงเบนที่ยิ่งใหญ่ที่สุดจะสังเกตได้ที่ขั้วโลกและที่เส้นศูนย์สูตรใกล้กับศูนย์ แรงเสียดทานลดทั้งความเร็วลมและความเบี่ยงเบนจากการไล่ระดับอันเป็นผลมาจากการสัมผัสกับพื้นผิวตลอดจนภายในมวลอากาศเนื่องจากความเร็วที่แตกต่างกันในชั้นบรรยากาศ อิทธิพลที่รวมกันของกองกำลังเหล่านี้เบี่ยงเบนกระแสลมจากความลาดชันบนบก 45-55о เหนือทะเล - 70-80о

ด้วยระดับความสูงที่เพิ่มขึ้น ความเร็วลมจะเพิ่มขึ้นและการโก่งตัวของลมได้ถึง90о ที่ระดับประมาณ 1 กม.

ความเร็วลมมักจะวัดเป็น m / s น้อยกว่า km / h และจุด ทิศทางที่ลมพัดมากำหนดเป็นจุด (มี 16) หรือองศาเชิงมุม

ใช้สำหรับดูลม ใบพัดซึ่งติดตั้งที่ความสูง 10-12 ม. เครื่องวัดความเร็วลมแบบมือถือใช้สำหรับสังเกตความเร็วระยะสั้นในการทดลองภาคสนาม

เครื่องวัดความเร็วลมช่วยให้คุณวัดทิศทางและความเร็วลมจากระยะไกลได้ , ประวัติย่อบันทึกตัวชี้วัดเหล่านี้อย่างต่อเนื่อง

ความผันแปรของความเร็วลมในมหาสมุทรในแต่ละวันนั้นแทบจะไม่มีให้เห็นเลย และมีความเด่นชัดบนบก ในช่วงกลางคืน - ต่ำสุด ในช่วงบ่าย - สูงสุด หลักสูตรประจำปีถูกกำหนดโดยความสม่ำเสมอของการหมุนเวียนทั่วไปของบรรยากาศและแตกต่างกันไปตามภูมิภาคของโลก ตัวอย่างเช่นในยุโรปในฤดูร้อน - ความเร็วลมต่ำสุดในฤดูหนาว - สูงสุด ในไซบีเรียตะวันออก สิ่งที่ตรงกันข้ามคือความจริง

ทิศทางของลมในที่ใดที่หนึ่งเปลี่ยนแปลงบ่อย แต่ถ้าเราคำนึงถึงความถี่ของลมในจุดต่างๆ เราก็จะระบุได้ว่าบางทิศทางมีความถี่มากกว่า สำหรับการศึกษาทิศทางนี้จะใช้กราฟที่เรียกว่าลมกุหลาบ ในแต่ละเส้นตรงของทุกจุด จำนวนเหตุการณ์ลมที่สังเกตพบในช่วงเวลาที่กำหนดจะถูกเลิกจ้าง และค่าที่ได้รับบนจุดจะเชื่อมต่อกับเส้น

ลมช่วยรักษาองค์ประกอบของก๊าซในชั้นบรรยากาศให้คงที่ ผสมมวลอากาศ ถ่ายเทอากาศทะเลชื้นภายในประเทศ ให้ความชื้น

ผลกระทบที่ไม่พึงประสงค์ของลมเพื่อการเกษตรสามารถปรากฏขึ้นในการระเหยที่เพิ่มขึ้นจากผิวดิน ทำให้เกิดภัยแล้ง ลมพังทลายของดินเป็นไปได้ด้วยความเร็วลมสูง

ต้องคำนึงถึงความเร็วและทิศทางของลมเมื่อผสมเกสรของทุ่งด้วยยาฆ่าแมลงเมื่อรดน้ำด้วยสปริงเกลอร์ ต้องทราบทิศทางของลมที่พัดผ่านเมื่อวางเข็มขัดป่าการกักเก็บหิมะ

ลมท้องถิ่น.

ลมท้องถิ่นเรียกว่า ลมพัดเฉพาะพื้นที่ทางภูมิศาสตร์บางแห่งเท่านั้นมีความสำคัญเป็นพิเศษในแง่ของอิทธิพลที่มีต่อสภาพอากาศต้นกำเนิดแตกต่างกัน

สายลม – ลมใกล้ชายฝั่งทะเลและทะเลสาบขนาดใหญ่ซึ่งมีทิศทางเปลี่ยนแปลงอย่างรวดเร็วทุกวัน... ในช่วงบ่าย ลมทะเลพัดขึ้นฝั่งจากทะเลและในเวลากลางคืน - ลมทะเลพัดจากบกสู่ทะเล (รูปที่ 2)

พวกเขาจะเด่นชัดในสภาพอากาศที่ชัดเจนในช่วงฤดูร้อนเมื่อการขนส่งทางอากาศโดยรวมอ่อนแอ ในกรณีอื่นๆ เช่น เมื่อผ่านพายุไซโคลน ลมสามารถกำบังได้ด้วยกระแสน้ำที่แรงกว่า

การเคลื่อนที่ของลมระหว่างสายลมจะสังเกตได้หลายร้อยเมตร (สูงถึง 1 - 2 กม.) ด้วยความเร็วเฉลี่ย 3 - 5 m / s และในเขตร้อน - และอื่น ๆ เจาะลึกลงไปในดินหรือทะเลหลายสิบกิโลเมตร

การพัฒนาของลมจะสัมพันธ์กับความผันแปรของอุณหภูมิผิวดินในแต่ละวัน ในระหว่างวัน แผ่นดินจะร้อนขึ้นมากกว่าผิวน้ำ ความดันเหนือพื้นดินจะลดต่ำลง และการถ่ายเทอากาศจากทะเลสู่พื้นดินจะเกิดขึ้น ในเวลากลางคืนแผ่นดินจะเย็นลงเร็วขึ้นและแข็งแรงขึ้นอากาศจะถูกขนส่งจากบกสู่ทะเล

ลมในตอนกลางวันทำให้อุณหภูมิลดลงและเพิ่มความชื้นสัมพัทธ์ ซึ่งเด่นชัดมากในเขตร้อน ตัวอย่างเช่น ในแอฟริกาตะวันตก เมื่ออากาศทะเลเคลื่อนเข้าสู่พื้นดิน อุณหภูมิจะลดลง 10 ° C หรือมากกว่า และความชื้นสัมพัทธ์จะเพิ่มขึ้น 40%

สายลมยังพบเห็นได้บนชายฝั่งของทะเลสาบขนาดใหญ่: Ladoga, Onega, Baikal, Sevan และอื่น ๆ รวมถึงในแม่น้ำสายใหญ่ อย่างไรก็ตาม ในพื้นที่เหล่านี้ ลมจะพัดน้อยลงในการพัฒนาในแนวนอนและแนวตั้ง

ลมหุบเขาพบในระบบภูเขาส่วนใหญ่ในฤดูร้อนและคล้ายกับลมพัดในความถี่รายวัน ในระหว่างวันพวกเขาพัดขึ้นหุบเขาและตามแนวลาดของภูเขาอันเป็นผลมาจากความร้อนจากดวงอาทิตย์ และในตอนกลางคืนเมื่อมันเย็นลง อากาศจะไหลลงมาตามทางลาด การเคลื่อนไหวของอากาศในตอนกลางคืนอาจทำให้เกิดน้ำค้างแข็งซึ่งเป็นอันตรายอย่างยิ่งในฤดูใบไม้ผลิในช่วงที่ดอกบานในสวน

ฟยอง –ลมร้อนและลมแล้งพัดจากภูเขาสู่หุบเขาในเวลาเดียวกัน อุณหภูมิของอากาศก็สูงขึ้นอย่างมากและความชื้นจะลดลง ซึ่งบางครั้งก็เร็วมาก พวกมันถูกพบในเทือกเขาแอลป์ในคอเคซัสตะวันตกบนชายฝั่งทางใต้ของแหลมไครเมียในภูเขาของเอเชียกลาง Yakutia บนเนินเขาด้านตะวันออกของเทือกเขาร็อกกีและในระบบภูเขาอื่น ๆ

เฟืองเกิดขึ้นเมื่อกระแสอากาศไหลผ่านสันเขา เนื่องจากสูญญากาศถูกสร้างขึ้นที่ด้านใต้ลม อากาศจึงถูกดูดลงมาในรูปของลม อากาศจากมากไปน้อยจะร้อนขึ้นตามกฎอะเดียแบติกแบบแห้ง: 1 ° C สำหรับทุก ๆ 100 ม. ของการสืบเชื้อสาย

ตัวอย่างเช่น ถ้าที่ระดับความสูง 3000 ม. อากาศมีอุณหภูมิ -8 ° และความชื้นสัมพัทธ์ 100% จากนั้นเมื่อลงไปในหุบเขา มันจะร้อนถึง 22 ° และความชื้นจะลดลงเหลือ 17 %. หากอากาศสูงขึ้นไปตามทางลาดของลม ไอน้ำจะควบแน่นและก่อตัวเป็นเมฆ ปริมาณน้ำฝนจะตกลงมา และอากาศจากมากไปน้อยจะยิ่งทำให้แห้งยิ่งขึ้น

ระยะเวลาของเครื่องเป่าผมคือตั้งแต่หลายชั่วโมงจนถึงหลายวัน ไดร์เป่าผมสามารถทำให้หิมะและน้ำท่วมละลายอย่างรุนแรง ทำให้ดินแห้ง พืชพรรณถึงตายได้

โบรา–เป็นลมกระโชกแรง เย็น ลมกระโชกแรงที่พัดจากทิวเขาเตี้ยสู่ทะเลที่อุ่นขึ้น.

โบราที่มีชื่อเสียงที่สุดอยู่ในอ่าวโนโวรอสซีสค์แห่งทะเลดำและบนชายฝั่งเอเดรียติกในภูมิภาคทริเอสเต คล้ายกับโบรอนในแหล่งกำเนิดและการสำแดง ทิศเหนือในพื้นที่

บากู มิสทรัลบนชายฝั่งทะเลเมดิเตอร์เรเนียนของฝรั่งเศส คนเหนือในอ่าวเม็กซิโก

โบราเกิดขึ้นเมื่อมวลอากาศเย็นเคลื่อนผ่านสันเขาชายฝั่ง อากาศไหลลงใต้แรงโน้มถ่วงพัฒนาความเร็วมากกว่า 20 m / s ในขณะที่อุณหภูมิลดลงอย่างมากบางครั้งมากกว่า 25 ° C โบราจางหายไปจากชายฝั่งไม่กี่กิโลเมตร แต่บางครั้งก็สามารถจับภาพส่วนสำคัญของทะเลได้

ในโนโวรอสซีสค์โบราพบได้ประมาณ 45 วันต่อปี บ่อยขึ้นตั้งแต่เดือนพฤศจิกายนถึงมีนาคม โดยมีระยะเวลาสูงสุด 3 วัน แทบจะไม่นานถึงหนึ่งสัปดาห์

การไหลเวียนของบรรยากาศทั่วไป

การไหลเวียนของบรรยากาศทั่วไป– เป็นระบบที่ซับซ้อนของกระแสอากาศขนาดใหญ่ที่มีมวลอากาศขนาดใหญ่มากอยู่เหนือโลก.

ในบรรยากาศใกล้พื้นผิวโลกในละติจูดขั้วโลกและเขตร้อน มีการสังเกตการเคลื่อนตัวไปทางทิศตะวันออกในละติจูดพอสมควร ทางทิศตะวันตก

การเคลื่อนที่ของมวลอากาศมีความซับซ้อนโดยการหมุนของโลก เช่นเดียวกับการบรรเทาและผลกระทบของพื้นที่ที่มีความกดอากาศสูงและต่ำ ความเบี่ยงเบนของลมจากทิศทางที่ครอบงำนั้นสูงถึง 70o

ในกระบวนการให้ความร้อนและความเย็นแก่มวลอากาศขนาดใหญ่บนโลก จะเกิดพื้นที่ที่มีความกดอากาศสูงและต่ำ ซึ่งจะกำหนดทิศทางของกระแสอากาศของดาวเคราะห์ จากค่าเฉลี่ยระยะยาวของความดันที่ระดับน้ำทะเล มีการเปิดเผยความสม่ำเสมอดังต่อไปนี้

ทั้งสองด้านของเส้นศูนย์สูตร มีเขตความกดอากาศต่ำ (ในเดือนมกราคม - ระหว่างละติจูด 15o เหนือและละติจูด 25o ใต้ ในเดือนกรกฎาคม - ตั้งแต่ 35o N ถึง 5o S) โซนนี้เรียกว่า ภาวะซึมเศร้าเส้นศูนย์สูตร, แผ่ขยายไปยังซีกโลกมากขึ้นซึ่งเป็นฤดูร้อนในเดือนที่กำหนด

ในทิศทางทิศเหนือและทิศใต้ของมันความดันเพิ่มขึ้นและถึงค่าสูงสุดใน โซนกึ่งเขตร้อนที่มีความกดอากาศสูง(ในเดือนมกราคม - ที่ละติจูด 30 - 32о เหนือและใต้ ในเดือนกรกฎาคม - ที่ 33-37о N และ26-30о S) ตั้งแต่กึ่งเขตร้อนไปจนถึงเขตอบอุ่น ความกดอากาศจะลดลง โดยเฉพาะอย่างยิ่งในซีกโลกใต้

ความดันต่ำสุดเป็นสอง โซนความกดอากาศต่ำใต้ขั้ว(75-65о N และ 60-65о S). แรงดันเพิ่มขึ้นอีกครั้งไปทางเสา

เพื่อให้สอดคล้องกับการเปลี่ยนแปลงของความดัน การไล่ระดับความดันเมอริเดียนยังตั้งอยู่ด้วย มันถูกชี้นำจากเขตกึ่งร้อนชื้นในด้านหนึ่ง - ไปยังเส้นศูนย์สูตร อีกด้านหนึ่ง - ไปยังละติจูดใต้ขั้ว จากขั้วโลกถึงละติจูดใต้โพลาร์ ทิศทางลมเป็นเขตก็สอดคล้องกับสิ่งนี้เช่นกัน

ลมตะวันออกเฉียงเหนือและลมตะวันออกเฉียงใต้พัดผ่านมหาสมุทรแอตแลนติก แปซิฟิก และอินเดียบ่อยครั้งมาก - ลมค้าขาย... ลมตะวันตกในซีกโลกใต้ ที่ละติจูด 40-60o โค้งไปทั่วทั้งมหาสมุทร

ในซีกโลกเหนือในละติจูดพอสมควร ลมตะวันตกจะแสดงอย่างต่อเนื่องเฉพาะเหนือมหาสมุทรเท่านั้น และเหนือทวีป ทิศทางมีความซับซ้อนมากขึ้น แม้ว่าลมตะวันตกจะมีชัยเช่นกัน

ลมตะวันออกของละติจูดขั้วโลกสังเกตได้ชัดเจนเฉพาะบริเวณรอบนอกของทวีปแอนตาร์กติกาเท่านั้น

ทางตอนใต้ ตะวันออก และเหนือของเอเชีย มีการเปลี่ยนแปลงทิศทางลมอย่างชัดเจนตั้งแต่มกราคมถึงกรกฎาคม ซึ่งเป็นพื้นที่ มรสุม... สาเหตุของลมมรสุมคล้ายกับของลม ในฤดูร้อน แผ่นดินใหญ่ของเอเชียจะร้อนขึ้นมาก และบริเวณความกดอากาศต่ำแผ่กระจายไปทั่ว ซึ่งมวลอากาศพุ่งออกจากมหาสมุทร

มรสุมฤดูร้อนที่เป็นผลทำให้เกิดฝนจำนวนมาก ซึ่งมักเกิดจากพายุ ในฤดูหนาว ความกดอากาศสูงปกคลุมเอเชียเนื่องจากความหนาวเย็นที่รุนแรงกว่าในมหาสมุทร เมื่อเปรียบเทียบกับมหาสมุทร และอากาศเย็นเคลื่อนเข้าสู่มหาสมุทร ทำให้เกิดมรสุมฤดูหนาวที่มีอากาศแห้งแล้ง มรสุมทะลุผ่านมากกว่า 1,000 กม. ในชั้นเหนือพื้นดินสูงถึง 3-5 กม.

มวลอากาศและการจำแนกประเภท

มวลอากาศ- นี่คืออากาศจำนวนมากซึ่งครอบคลุมพื้นที่หลายล้านตารางกิโลเมตร

ในกระบวนการหมุนเวียนทั่วไปของบรรยากาศ อากาศจะถูกแบ่งออกเป็นมวลอากาศที่แยกจากกัน ซึ่งยังคงอยู่เป็นเวลานานในอาณาเขตอันกว้างใหญ่ ได้รับคุณสมบัติบางอย่างและกำหนดสภาพอากาศประเภทต่างๆ

การย้ายไปยังภูมิภาคอื่น ๆ ของโลก ฝูงเหล่านี้นำระบอบสภาพอากาศของตนเองติดตัวไปด้วย ความชุกของมวลอากาศบางประเภท (ประเภท) ในภูมิภาคใดภูมิภาคหนึ่งสร้างลักษณะภูมิอากาศของภูมิภาค

ความแตกต่างที่สำคัญของมวลอากาศ: อุณหภูมิ ความชื้น เมฆมาก ฝุ่น ตัวอย่างเช่น ในฤดูร้อน อากาศเหนือมหาสมุทรมีความชื้น เย็นกว่า และสะอาดกว่าบนบกที่ละติจูดเดียวกัน

ยิ่งอากาศอยู่เหนือพื้นที่หนึ่งนานเท่าใด อากาศก็จะยิ่งเปลี่ยนแปลงได้มากเท่านั้น ดังนั้น มวลอากาศจึงถูกจำแนกตามเขตทางภูมิศาสตร์ที่ก่อตัวขึ้น

มีประเภทหลักคือ 1) อาร์กติก (Antarctic) ซึ่งเคลื่อนที่จากขั้วจากโซนความกดอากาศสูง 2) ละติจูดพอสมควร“ ขั้วโลก” - ในซีกโลกเหนือและใต้ 3) เขตร้อน- ย้ายจากกึ่งเขตร้อนและเขตร้อนเป็นละติจูดพอสมควร 4) เส้นศูนย์สูตร- ก่อตัวเหนือเส้นศูนย์สูตร ในแต่ละประเภท ประเภทย่อยของทะเลและทวีปมีความโดดเด่น โดยมีความแตกต่างกันโดยหลักในด้านอุณหภูมิและความชื้นภายในประเภท อากาศที่เคลื่อนที่ตลอดเวลาเคลื่อนตัวจากบริเวณชั้นหินไปยังบริเวณข้างเคียง และค่อยๆ เปลี่ยนคุณสมบัติของอากาศภายใต้อิทธิพลของพื้นผิวด้านล่าง ค่อยๆ ผ่านเข้าไปในมวลประเภทอื่น กระบวนการนี้เรียกว่า การเปลี่ยนแปลง

เย็นมวลอากาศคือมวลที่เคลื่อนที่ไปยังพื้นผิวที่อุ่นกว่า ทำให้เกิดอาการหนาวสั่นในบริเวณที่ไปถึง

เมื่อมันเคลื่อนที่ มันจะอุ่นขึ้นจากพื้นผิวโลก ดังนั้น ภายในมวลนั้น การไล่ระดับอุณหภูมิในแนวตั้งขนาดใหญ่เกิดขึ้น และการพาความร้อนจะเกิดขึ้นพร้อมกับการก่อตัวของเมฆคิวมูลัสและคิวมูโลนิมบัสและปริมาณน้ำฝน

มวลอากาศที่เคลื่อนที่ไปยังพื้นผิวที่เย็นกว่าเรียกว่า อบอุ่นฝูง พวกเขานำความร้อนมาให้ แต่พวกมันเองเย็นลงจากด้านล่าง การพาความร้อนไม่พัฒนาและเมฆสเตรตัสเหนือกว่า

มวลอากาศใกล้เคียงจะถูกคั่นด้วยโซนทรานซิชัน ซึ่งโน้มเอียงไปทางพื้นผิวโลกอย่างมาก โซนเหล่านี้เรียกว่าแนวรบ

นอกจากละติจูดทางภูมิศาสตร์แล้ว ปัจจัยสร้างสภาพอากาศที่สำคัญคือการหมุนเวียนของบรรยากาศ นั่นคือ การเคลื่อนที่ของมวลอากาศ

มวลอากาศ- ปริมาณอากาศในชั้นบรรยากาศที่มีนัยสำคัญซึ่งมีคุณสมบัติบางอย่าง (อุณหภูมิ, ความชื้น) ขึ้นอยู่กับลักษณะของภูมิภาคของการก่อตัวและการเคลื่อนที่โดยรวม

มวลอากาศสามารถยาวได้หลายพันกิโลเมตร และสามารถขยายขึ้นไปถึงขอบบนของชั้นโทรโพสเฟียร์ได้

ตามความเร็วของการเคลื่อนที่ มวลอากาศแบ่งออกเป็นสองกลุ่ม: เคลื่อนที่และท้องถิ่น ขนย้ายมวลอากาศขึ้นอยู่กับอุณหภูมิของพื้นผิวด้านล่างแบ่งออกเป็นแบบอุ่นและแบบเย็น มวลอากาศอุ่น - เคลื่อนที่ไปยังพื้นผิวที่เย็น มวลเย็น - เคลื่อนที่ไปยังพื้นผิวที่อุ่นกว่า มวลอากาศในพื้นที่คือมวลอากาศที่ไม่เปลี่ยนตำแหน่งทางภูมิศาสตร์เป็นเวลานาน พวกเขาสามารถอยู่ได้นานและไม่เสถียรขึ้นอยู่กับฤดูกาลและแห้งและเปียก

มวลอากาศมีสี่ประเภทหลัก: เส้นศูนย์สูตร เขตร้อน เขตอบอุ่น อาร์กติก (แอนตาร์กติก) นอกจากนี้แต่ละประเภทยังแบ่งออกเป็นประเภทย่อย ได้แก่ ทะเลและทวีปซึ่งมีความชื้นต่างกัน ตัวอย่างเช่นมวลทะเลอาร์กติกก่อตัวขึ้นเหนือทะเลทางตอนเหนือ - ทะเลเรนท์และทะเลขาวมีลักษณะเหมือนมวลอากาศในทวีปยุโรป แต่มีความชื้นเพิ่มขึ้นเล็กน้อย (ดูรูปที่ 1).

ข้าว. 1. พื้นที่การก่อตัวของมวลอากาศอาร์กติก

ภูมิอากาศของรัสเซียก่อตัวขึ้นในระดับหนึ่งหรืออีกระดับหนึ่ง มวลอากาศทั้งหมด ยกเว้นเส้นศูนย์สูตร

พิจารณาคุณสมบัติของมวลชนต่าง ๆ ที่หมุนเวียนในประเทศของเรา Arcticมวลอากาศก่อตัวขึ้นเหนืออาร์กติกเป็นส่วนใหญ่ในละติจูดขั้วโลก โดยมีอุณหภูมิต่ำในฤดูหนาวและฤดูร้อน มีลักษณะความชื้นสัมพัทธ์ต่ำและความชื้นสัมพัทธ์สูง มวลอากาศนี้ครอบครองตลอดทั้งปีในเขตอาร์กติก และในฤดูหนาวมวลอากาศจะเคลื่อนไปที่ subarctic ปานกลางมวลอากาศก่อตัวในละติจูดพอสมควร โดยอุณหภูมิจะเปลี่ยนแปลงตามฤดูกาล: ค่อนข้างสูงในฤดูร้อน และค่อนข้างต่ำในฤดูหนาว ตามฤดูกาลของปี ความชื้นก็ขึ้นอยู่กับสถานที่ก่อตัว มวลอากาศนี้ครอบงำเขตอบอุ่น ส่วนหนึ่งในดินแดนของรัสเซียที่ถูกครอบงำโดย เขตร้อนมวลอากาศ ก่อตัวในละติจูดเขตร้อนและมีอุณหภูมิสูง ความชื้นสัมบูรณ์ขึ้นอยู่กับสถานที่ก่อตัว และความชื้นสัมพัทธ์มักจะต่ำ (ดูรูปที่ 2).

ข้าว. 2. ลักษณะของมวลอากาศ

การผ่านของมวลอากาศต่าง ๆ ในอาณาเขตของรัสเซียเป็นตัวกำหนดความแตกต่างของสภาพอากาศ ตัวอย่างเช่น "คลื่นเย็น" ทั้งหมดในประเทศของเราที่มาจากทางเหนือคือมวลอากาศอาร์กติกและมวลอากาศเขตร้อนจากเอเชียไมเนอร์หรือบางครั้งจากทางเหนือของแอฟริกามาทางใต้ของยุโรป (พวกมันนำมา อากาศร้อนแล้ง)

พิจารณาว่ามวลอากาศไหลเวียนผ่านอาณาเขตของประเทศของเราอย่างไร

การไหลเวียนของบรรยากาศเป็นระบบการเคลื่อนที่ของมวลอากาศ แยกแยะระหว่างการหมุนเวียนทั่วไปของบรรยากาศตามมาตราส่วนของโลกทั้งใบกับการหมุนเวียนของบรรยากาศในท้องถิ่นตามเขตแดนและพื้นที่น้ำแต่ละแห่ง

กระบวนการไหลเวียนของมวลอากาศทำให้อาณาเขตมีความชื้นและยังส่งผลต่ออุณหภูมิ มวลอากาศเคลื่อนที่ภายใต้อิทธิพลของศูนย์กลางของความกดอากาศ และศูนย์กลางจะเปลี่ยนไปตามฤดูกาล นั่นคือเหตุผลที่ทิศทางของลมที่พัดซึ่งนำมวลอากาศมาสู่ดินแดนของเราเปลี่ยนไป ตัวอย่างเช่น รัสเซียในยุโรปและภูมิภาคตะวันตกของไซบีเรียอยู่ภายใต้อิทธิพลของลมตะวันตกที่คงที่ พวกมันมีมวลอากาศอบอุ่นทางทะเลที่มีละติจูดพอสมควร ก่อตัวเหนือมหาสมุทรแอตแลนติก (ดูรูปที่ 3).

ข้าว. 3. การเคลื่อนตัวของมวลอากาศในทะเลปานกลาง

เมื่อการคมนาคมทางทิศตะวันตกอ่อนกำลังลง มวลอากาศอาร์กติกจะมาพร้อมกับลมเหนือ ทำให้เกิดความหนาวเย็นในช่วงต้นฤดูใบไม้ร่วงและปลายฤดูใบไม้ผลิที่มีน้ำค้างแข็ง (ดูรูปที่ 4).

ข้าว. 4. การเคลื่อนที่ของมวลอากาศอาร์กติก

อากาศเขตร้อนของทวีปในอาณาเขตของส่วนเอเชียในประเทศของเรามาจากเอเชียกลางหรือจากจีนตอนเหนือและมาถึงส่วนยุโรปของประเทศจากคาบสมุทรเอเชียไมเนอร์หรือแม้แต่จากแอฟริกาเหนือ แต่บ่อยครั้งที่อากาศดังกล่าวเกิดขึ้น บนอาณาเขตของเอเชียเหนือ คาซัคสถาน ที่ราบลุ่มแคสเปียน ดินแดนเหล่านี้อยู่ในเขตภูมิอากาศอบอุ่น อย่างไรก็ตาม อากาศที่อยู่เหนือพวกเขาในฤดูร้อนจะอุ่นขึ้นอย่างมากและได้รับคุณสมบัติของมวลอากาศเขตร้อน มวลอากาศปานกลางในทวีปยุโรปมีอยู่ตลอดทั้งปีในพื้นที่ทางตะวันตกของไซบีเรีย ดังนั้นฤดูหนาวจึงปลอดโปร่งและหนาวจัดที่นี่ และฤดูร้อนจึงค่อนข้างอบอุ่น แม้แต่เหนือมหาสมุทรอาร์กติกในกรีนแลนด์ ฤดูหนาวก็ยังอบอุ่นกว่า

เนื่องจากการเย็นตัวลงอย่างแรงเหนือส่วนเอเชียในประเทศของเรา พื้นที่ของความเย็นจัดอย่างแรงจึงก่อตัวขึ้นในไซบีเรียตะวันออก (พื้นที่ความกดอากาศสูง - ). ศูนย์กลางตั้งอยู่ในภูมิภาค Transbaikalia สาธารณรัฐ Tyva และมองโกเลียเหนือ อากาศในทวีปที่เย็นจัดมากกระจายไปในทิศทางที่ต่างกัน เขาแผ่อิทธิพลไปทั่วดินแดนอันกว้างใหญ่ หนึ่งในทิศตะวันออกเฉียงเหนือขึ้นไปถึงชายฝั่ง Chukchi ทางที่สอง - ไปทางทิศตะวันตกผ่านภาคเหนือของคาซัคสถานและทางใต้ของที่ราบรัสเซีย (ยุโรปตะวันออก) ถึงประมาณ50ºN อากาศแจ่มใสและมีหิมะตกเล็กน้อย ในฤดูร้อนเนื่องจากภาวะโลกร้อน ค่าสูงสุดของเอเชีย (แอนติไซโคลนไซบีเรีย) จะหายไปและเกิดแรงดันที่ลดลง (ดูรูปที่ 5)

ข้าว. 5. แอนติไซโคลนไซบีเรีย

การสลับเปลี่ยนตามฤดูกาลของบริเวณความกดอากาศสูงและต่ำทำให้เกิดการหมุนเวียนของบรรยากาศมรสุมในตะวันออกไกล สิ่งสำคัญคือต้องตระหนักว่า เมื่อผ่านดินแดนบางแห่ง มวลอากาศสามารถเปลี่ยนแปลงได้ขึ้นอยู่กับคุณสมบัติของพื้นผิวด้านล่าง กระบวนการนี้เรียกว่า การเปลี่ยนแปลงของมวลอากาศ... ตัวอย่างเช่นมวลอากาศอาร์กติกแห้งและเย็นผ่านดินแดนของที่ราบยุโรปตะวันออก (รัสเซีย) ร้อนขึ้นและในบริเวณที่ราบลุ่มแคสเปียนจะแห้งและร้อนมากซึ่งเป็นสาเหตุของลมแห้ง

Asian Highหรือที่เรียกว่าแอนติไซโคลนของไซบีเรียเป็นพื้นที่ที่มีแรงกดดันเพิ่มขึ้นซึ่งก่อตัวขึ้นเหนือเอเชียกลางและไซบีเรียตะวันออก มันปรากฏตัวในฤดูหนาวและเกิดขึ้นจากการเย็นตัวของอาณาเขตในสภาพที่มีขนาดมหึมาและการบรรเทาภาวะซึมเศร้า ในพื้นที่ภาคกลางของจุดสูงสุดเหนือมองโกเลียและไซบีเรียใต้ ความกดอากาศในเดือนมกราคมบางครั้งสูงถึง 800 มม. ปรอท ศิลปะ. นี่คือความกดอากาศสูงสุดที่บันทึกไว้บนโลก ในฤดูหนาว แอนติไซโคลนไซบีเรียอันยิ่งใหญ่จะแผ่ขยายอยู่ที่นี่ โดยเฉพาะอย่างยิ่งในช่วงเดือนพฤศจิกายนถึงมีนาคม ฤดูหนาวของที่นี่สงบมากจนเมื่อมีหิมะเล็กน้อย กิ่งก้านของต้นไม้จะเปลี่ยนเป็นสีขาวเป็นเวลานานจากหิมะที่ "ไม่สั่นคลอน" น้ำค้างแข็งตั้งแต่เดือนตุลาคมถึง -20 ... -30 ºСและในเดือนมกราคมมักจะถึง -60 ºC อุณหภูมิเฉลี่ยรายเดือนลดลงถึง -43º โดยเฉพาะอย่างยิ่งในที่ราบลุ่มซึ่งมีอากาศหนาวเย็น โดยเฉพาะอย่างยิ่งที่ซึ่งมีอากาศเย็นจัด ในสภาพอากาศที่สงบ น้ำค้างแข็งรุนแรงนั้นรับได้ไม่ยาก แต่ที่ -50º หายใจลำบากอยู่แล้ว และสังเกตเห็นหมอกบนพื้นดิน น้ำค้างแข็งดังกล่าวทำให้เครื่องบินลงจอดได้ยาก

บรรณานุกรม

1. ภูมิศาสตร์ของรัสเซีย ธรรมชาติ. ประชากร. 1 ชม. 8 คลาส / V.P. Dronov, I.I. Barinova, V. Ya Rom, A.A. ล็อบซานิซ
2. วีบี Pyatunin, E.A. ศุลกากร. ภูมิศาสตร์ของรัสเซีย ธรรมชาติ. ประชากร. ชั้นประถมศึกษาปีที่ 8
3. แอตลาส ภูมิศาสตร์ของรัสเซีย ประชากรและเศรษฐกิจ. - ม.: บัสตาร์ด, 2555.
4. V.P. Dronov, L.E.Savelyeva. UMK (ชุดการศึกษา-ระเบียบวิธี) "SPHERES" หนังสือเรียน “รัสเซีย ธรรมชาติ ประชากร เศรษฐกิจ ป.8” แอตลาส

1. ปัจจัยภูมิอากาศและการไหลเวียนของบรรยากาศ ().
2. คุณสมบัติของมวลอากาศที่สร้างภูมิอากาศของรัสเซีย ().
3. การขนส่งมวลอากาศตะวันตก ().
4. มวลอากาศ ().
5. การไหลเวียนของบรรยากาศ ().

การบ้าน

1. ประเทศของเรามีการถ่ายโอนมวลอากาศแบบใด
2. มวลอากาศมีคุณสมบัติอะไรบ้างและขึ้นอยู่กับอะไร?