Конденсація це зміна втоми речовини з газоподібного в рідке або тверде. Але що таке конденсація у мастабі планети?

У кожний момент часу атмосфера планети Земля містить понад 13 мільярдів тонн вологи. Ця цифра практично стала, оскільки втрати за рахунок випадання опадів, зрештою, безперервно заповнюються випаровуванням.

Швидкість кругообігу вологи в атмосфері

Швидкість кругообігу вологи в атмосфері оцінюється колосальною цифрою – близько 16 мільйонів тонн на секунду або 505 мільярдів тонн на рік. Якби раптом вся водяна пара в атмосфері сконденсувалася і випала у вигляді опадів, то ця вода могла б покрити всю поверхню земної кулі шаром приблизно 2,5 сантиметра, інакше кажучи, атмосфера містить кількість вологи, еквівалентна лише 2,5 сантиметрам дощу.

Скільки часу перебуває молекула пари в атмосфері?

Так як на Землі в середньому за рік випадає 92 сантиметри, то отже в атмосфері волога оновлюється 36 разів, тобто 36 разів атмосфера насичується вологою і звільняється від неї. Це означає, що молекула водяної пари перебуває в атмосфері загалом 10 днів.

Шлях молекули води


Якось випарувавшись, молекула водяної пари дрейфує зазвичай сотні і тисячі кілометрів, поки не сконденсується і не випаде з опадами на Землю. Вода, снігу чи граду на височинах Західної Європи, долає приблизно 3000 км від Північної Атлантики. Між перетворенням рідкої води на пару і випаданням опадів Землю відбувається кілька фізичних процесів.

З теплої поверхні Атлантики молекули води потрапляють у тепле вологе повітря, яке надалі піднімається над оточуючим його холоднішим (щільнішим) і сухішим повітрям.

Якщо при цьому спостерігатиметься сильне турбулентне перемішування повітряних мас, то в атмосфері з'явиться шар перемішування та хмари на межі двох повітряних мас. Близько 5% їхнього обсягу становить волога. Насичене парою повітря завжди легше, по-перше, тому, що воно нагріте і надходить з теплої поверхні, по-друге, тому, що 1 кубічний метр чистої пари приблизно на 2/5 легше 1 кубічний метр чистого сухого повітря при тій же температурі і тиску. Звідси випливає, що вологе повітря легше за сухе, а тепле і вологе тим більше. Як ми побачимо пізніше, це дуже важливий факт для зміни погоди.

Переміщення повітряних мас

Повітря може підніматися з двох причин: або тому, що стає легше в результаті нагрівання та зволоження, або тому, що на нього діють сили, що змушують його підніматися над деякими перешкодами, наприклад, над масами холоднішого і щільнішого повітря або над пагорбами і горами.

Охолодження

Повітря, що піднімається, потрапивши в шари з меншим атмосферним тиском, змушений розширюватися і при цьому охолоджуватися. Розширення потребує витрат кінетичної енергії, яка береться за рахунок теплової та потенційної енергії атмосферного повітря, а цей процес неминуче веде до зниження температури. Швидкість охолодження порції повітря, що піднімається, часто змінюється, якщо ця порція перемішується з навколишнім повітрям.

Сухоадіабатичний градієнт

Сухе повітря, в якому відсутня конденсація або випаровування, а також перемішування, що не отримує енергію в іншій формі, охолоджується або нагрівається на постійну величину (на 1°С через кожні 100 метрів) у міру підйому або опускання. Цю величину називають сухоадіабатичним градієнтом. Але якщо повітряна маса, що піднімається, волога і в ній відбувається конденсація, то при цьому виділяється прихована теплота конденсації і температура насиченого парою повітря падає значно повільніше.

Волого-адіабатичний градієнт

Ця величина зміни температури називається волого-адіабатичним градієнтом. Вона не постійна, а змінюється зі зміною величини прихованої теплоти, що вивільняється, іншими словами, вона залежить від кількості конденсованої пари. Кількість пара залежить від того, наскільки сильно знижується температура повітря. У нижніх шарах атмосфери, де повітря тепле та вологість висока, волого-адіабатичний градієнт трохи більше половини сухоадіабатичного градієнта. Але волого-адіабатичний градієнт поступово росте з висотою і на дуже великій висоті в тропосфері практично дорівнює сухоадіабатичний градієнту.

Плавучість повітря, що рухається визначається співвідношенням між його температурою і температурою навколишнього повітря. Як правило, у реальній атмосфері температура повітря падає з висотою нерівномірно (ця зміна називається просто градієнтом).

Якщо маса повітря тепліше і тому менш щільна, ніж навколишнє повітря (а вміст вологи постійно), то вона піднімається вгору так само, як дитячий м'яч, занурений у бак. І навпаки, коли повітря, що рухається, холодніше оточуючого, то щільність його вище і воно опускається. Якщо повітря має таку ж температуру, як і сусідні маси, їх щільність дорівнює і маса залишається нерухомої чи рухається лише разом із навколишнім повітрям.

Таким чином, в атмосфері є два процеси, один з яких сприяє розвитку вертикального руху повітря, а інший уповільнює його.

Якщо Ви знайшли помилку, будь ласка, виділіть фрагмент тексту та натисніть Ctrl+Enter.

Відповідаючи на запитання, що таке повітряна маса, можна сказати, що це місце існування людини. Ми нею дихаємо, бачимо, відчуваємо щодня. Без навколишнього повітря людство не змогло б вести свою життєдіяльність.

Роль потоків у природному кругообігу

Що таке повітряна маса? Це приносить зміну погодних умов. За рахунок природного руху навколишнього середовища переміщуються опади на тисячі кілометрів по земній кулі. Сніг та дощ, холод та тепло приходять за встановленими закономірностями. Вчені можуть прогнозувати зміну клімату, глибше вникаючи в закономірності природних катаклізмів.

Намагатимемося дати відповідь на запитання: що таке повітряна маса? До яскравих її прикладів відносять циклони, що рухаються безперервно. З ними приходить потепління чи похолодання. Вони рухаються з постійною закономірністю, але в окремих випадках відбувається їх відхилення від звичайної траєкторії. Внаслідок таких порушень у природі виявляють катаклізми.

Так, у пустелі випадає сніг від циклонів різної температури, що зустрічаються, або формуються смерчі, урагани. Це все стосується відповіді на запитання: що таке повітряна маса? Від її стану залежить, яка погода, насиченість повітря киснем чи вологою.

Зміна тепла та холоду: причини

Повітряні маси – це основний учасник освіти клімату землі. Нагрів шарів атмосфери відбувається завдяки енергії, що отримується від сонця. Завдяки перепадам температури змінюється густина повітря. Більше розріджені області заповнюються щільними обсягами.

Повітряні маси - це сукупність різних станів газоподібних шарів атмосфери, що залежать від перерозподілу тепла за рахунок зміни дня та ночі. У темний час доби повітря охолоджується, з'являється вітер, що рухається з щільніших шарів у розріджені. Сила потоку залежить від швидкості зниження температури, місцевості, вологості.

На рух мас впливають як горизонтальні перепади температур, і вертикальні. Вдень земля приймає тепло від сонця, починаючи віддавати його нижнім верствам атмосфери з вечора. Цей процес триває всю ніч, а на ранок водяна пара концентрується в повітрі. Це стає причиною опадів: роси, дощу, туману.

Якими бувають газоподібні стани?

Характеристика повітряних мас - це кількісна величина, за допомогою якої можна описати певні стани газоподібних шарів та дати їм оцінку.

Існує три основні показники шарів тропосфери:

  • Температура дає інформацію про походження усунення мас.
  • Вологість, підвищена у місцях, розташованих неподалік морів, озер і річок.
  • Прозорість визначається зовні. На цей параметр впливають зважені повітря тверді частинки пилу.

Виділяють такі види повітряних мас:

  • Тропічні - переміщаються у бік помірних широт.
  • Арктичні — холодні маси, що рухаються у бік теплих широт із північної частини планети.
  • Антарктичні – холодні, рухаються з південного полюса.
  • Помірні, навпаки, теплі маси повітря та рухаються до холодних полюсів.
  • Екваторіальні - найтепліші, розходяться в області з нижчою температурою.

Підтипи

При русі повітряних мас відбувається їх перетворення з одного географічного типу на інший. Існують підтипи: континентальний, морський. Відповідно, перші переважають із боку суші, другі приносять вологу з просторів морів та океанів. Спостерігається закономірність перепаду температур таких мас залежно від сезону: влітку вітру з суші значно тепліше, а взимку гріють морські.

Скрізь існують панівні повітряні маси, які переважають постійно з допомогою встановлених закономірностей. Вони визначають погоду в цій місцевості, і, як наслідок, це призводить до різниці рослинності та тваринного світу. Останнім часом трансформація повітряних мас суттєво змінилася завдяки життєдіяльності людини.

Перетворення повітряних мас проявляється виразніше на узбережжях, де зустрічаються потоки з суші та моря. В окремих районах вітер не вщухає ні на мить. Найчастіше він сухий і не змінює напрямок тривалий час.

Як відбувається перетворення потоків у природі?

Повітряними маси стають видимими за певних умов. Прикладами таких явищ є хмари, хмари, тумани. Розташовуватись вони можуть як на висоті тисяч кілометрів, так і прямо над землею. Останні утворюються за різкого зниження температури навколишнього повітря від підвищеної вологості.

Сонце відіграє у безкінечному процесі руху повітряних мас. Зміна дня і ночі призводить до того, що потоки спрямовуються вгору, піднімаючи частки води. Високо у небі вони кристалізуються і починають падати. У літній сезон, коли досить тепло, льодяники встигають розтанути в польоті, так спостерігають опади переважно у вигляді дощу.

А взимку, коли над землею проходять холодні потоки, починає йти сніг чи навіть град. Тому в районах екваторіальних та тропічних широт тепле повітря розправляє кристали. У регіонах північних районів ці опади відбуваються практично щодня. Холодні потоки підігріваються від нагрітої земної поверхні, промені сонця проходять крізь повітряні шари. А ось тепло, віддане вночі, стає причиною утворення хмар, ранкової роси, туману.

Як за певними ознаками дізнаються про зміну погоди?

Ще в минулому навчилися передбачати опади за явними прикметами:

  • Вдалині стають ледь помітними або білі області у формі променів.
  • Різке посилення вітру свідчить про наближення холодних мас. Може йти дощ, сніг.
  • Хмари завжди збираються у зонах низького тиску. Існує правильний спосіб визначити цю область. Для цього потрібно розвернутися спиною до потоку і подивитися трохи ліворуч від горизонту. Якщо там з'явилися згущення, то це явна ознака негоди. Не варто плутати: хмари у правій частині не є ознакою погіршення погодних умов.
  • Поява білястої пелени, коли сонце починає затьмарюватися.

Вітер спадає, коли холодна область проходить. Тепліші потоки заповнюють розрідження, що утворилося, часто стає задушливо після дощу.

Рух повітряних мас

Все повітря Землі безперервно циркулює між екватором та полюсами. Нагріте у екватора повітря піднімається вгору, поділяється на дві частини, одна частина починає рухатися до північного полюса, інша частина - до південного полюса. Доходячи до полюсів повітря охолоджується. Біля полюсів він закручується та опускається вниз.

Рисунок 1. Принцип закручування повітря

Виходить два величезні вихори, кожен з яких охоплює по цілій півкулі, центри цих вихорів знаходяться біля полюсів.
Опустившись біля полюсів, повітря починає рухатися назад до екватора, у екватора нагріте повітря піднімається нагору. Потім знову рухається до полюсів.
У нижніх шарах атмосфери рух дещо складніший. У нижніх шарах атмосфери повітря від екватора зазвичай починає рухатися до полюсів, але у 30-ої паралелі опускається вниз. Одна його частина повертається до екватора, де знову піднімається вгору, інша його частина, опустившись біля 30 паралелі вниз, продовжує рух до полюсів.

Малюнок 2. Рух повітря північної півкулі

Поняття вітру

Вітер – рух повітря щодо земної поверхні (горизонтальна складова цього руху), іноді говорять про висхідний або про низхідний вітер, враховуючи і його вертикальну складову.

Швидкість вітру

Оцінка швидкості вітру у балах, так звана шкала Бофорта,за якою весь інтервал можливих швидкостей вітру ділиться на 12 градацій. Ця шкала пов'язує силу вітру з різними його ефектами, такими як ступінь хвилювання на морі, хитання гілок і дерев, поширення диму з труб і т.п. Кожна градація за шкалою Бофорта має певну назву. Так, нулю шкали Бофорт відповідає штиль, тобто. повна відсутність вітру. Вітер у 4 бали, за Бофортом називається помірним і відповідає швидкості 5–7 м/сек; у 7 балів – сильним, зі швидкістю 12–15 м/сек; у ​​9 балів – штормом, зі швидкістю 18–21 м/сек; . У земної поверхні найчастіше доводиться мати справу з вітрами, швидкості яких близько 4-8 м/сек і рідко перевищують 12-15 м/сек. поривах досягати 60 м/сек. У тропічних ураганах швидкості вітру сягають 65 м/сек, а окремі пориви – до 100 м/сек. течії у верхній тропосфері та нижній стратосфері середня швидкість вітру за тривалий час і на великій площі може сягати 70–100 м/сек . Швидкість вітру біля земної поверхні вимірюється анемометрами різної конструкції. Прилади для виміру вітру на наземних станціях встановлюються на висоті 10-15 м над земною поверхнею.

Таблиця 1. СИЛА ВІТРУ.
Шкала Бофорта визначення сили вітру
Бали Візуальні ознаки на суші Швидкість вітру, км/год Терміни, що визначають силу вітру
Спокійно; дим піднімається вертикально Менш 1,6 Штиль
Напрям вітру помітний за відхиленням диму, але не за флюгером. 1,6–4,8 Тихий
Вітер відчувається шкірою обличчя; шелестять листя; повертаються звичайні флюгери 6,4–11,2 Легкий
Листя та дрібні гілочки перебувають у постійному русі; майорять легкі прапори 12,8–19,2 Слабкий
Вітер піднімає пил та папірці; розгойдуються тонкі гілки 20,8–28,8 Помірний
Гойдаються покриті листям дерева; з'являється бриж на водоймах суші 30,4–38,4 Свіжий
Гойдаються товсті гілки; чути свист вітру в електропроводах; важко утримувати парасольку 40,0–49,6 Сильний
Гойдаються стовбури дерев; важко йти проти вітру 51,2–60,8 Міцний
Ламаються гілки дерев; практично неможливо йти проти вітру 62,4–73,6 Дуже міцний
Невеликі ушкодження; вітер зриває димові ковпаки та черепицю з дахів 75,2–86,4 Шторм
На суші буває рідко. Дерева вивертаються з корінням. Значні руйнування будівель 88,0–100,8 Сильний шторм
На суші буває дуже рідко. Супроводжується руйнуваннями на великому просторі 102,4–115,2 Жорстокий шторм
Сильні руйнування (Бали 13–17 були додані Бюро погоди США у 1955 і застосовуються у шкалах США та Великобританії) 116,8–131,2 Ураган
132,8–147,2
148,8–164,8
166,4–182,4
184,0–200,0
201,6–217,6

Напрямок вітру

Під напрямом вітру мають на увазі напрям, звідки він дме. Вказати цей напрям можна, назвавши або точку горизонту, звідки дме вітер, або кут, утворений напрямом вітру з меридіаном місця, тобто. його азимут. У першому випадку розрізняють вісім основних румбів горизонту: північ, північний схід, схід, південний схід, південь, південний захід, захід, північний захід. І вісім проміжних румбів між ними: північ-північний схід, схід-північний схід, схід-південний схід, південний-південний схід, південний-південний захід, захід-південний захід, захід-південний захід, північ -північний захід. Шістнадцять румбів, що вказують напрям, звідки дме вітер, мають скорочені позначення:

Таблиця 2. СКОРОЧЕНІ ПОЗНАЧЕННЯ РУМБІВ
З N У E Ю S W
CCB NNE ВЮВ ESE ЮЮЗ SSW ЗСЗ WNW
CB NE ЮВ SE ЮЗ SW СЗ NW
BCB ENE ЮЮВ SSE ЗЮЗ WSW ССЗ NNW
N – норд, E – ост, S – зюйд, W – вест

Циркуляція атмосфери

Циркуляція атмосфери - Метеорологічні спостереження над станом повітряної оболонки земної кулі - атмосфери - показують, що вона взагалі не спокої: за допомогою флюгерів і анемометрів ми постійно спостерігаємо у вигляді вітру перенесення мас повітря з одного місця на інше. Вивчення вітрів у різних місцевостях земної кулі показало, що переміщення атмосфери тих нижніх шарах, які доступні нашому спостереженню, мають дуже різний характер. Існують місцевості, де явища вітру, як і інші особливості погоди мають досить ясно виражений характер стійкості, відомий прагненням до сталості. В інших же місцевостях вітри так швидко і часто змінюють свій характер, так різко і раптово змінюється їхній напрямок і сила, начебто ніякої законності в їх швидких змінах не існувало. З введенням синоптичного методу вивчення неперіодичних змін погоди з'явилася, проте, можливість помітити деякий зв'язок між розподілом тиску і пересуванням повітря; подальші теоретичні дослідження Ферреля, Гульдберга та Мона, Гельмгольца, Бецольда, Обербека, Шпрунга, Вернера Сіменса та інших метеорологів роз'яснили, звідки і як виникають повітряні потоки і як вони розподіляються по земній поверхні та масі атмосфери. Уважне вивчення метеорологічних карт, що зображують стан нижнього шару атмосфери, - погоду біля поверхні землі, показало, що тиск атмосфери розподіляється по земній поверхні досить нерівномірно, зазвичай, у вигляді областей з нижчим чи з вищим, ніж у навколишньому районі, тиском; за системою вітрів, у яких виникає, ці області є справжні атмосферні вихори. Області зниженого тиску прийнято називати зазвичай барометричних мінімумів, барометричних депресій або циклонів; області підвищеного тиску називаються барометричними максимумами чи антициклонами. З цими областями найтіснішим чином пов'язана і вся погода в районі, який вони займають, різко відрізняється для областей зниженого тиску від погоди в областях порівняно високого тиску. Переміщаючись по земній поверхні, згадані області переносять із собою характерну, їм властиву погоду, і своїми переміщеннями викликають її неперіодичні зміни. Подальше вивчення тих та інших областей призвело до висновку, що ці типи розподілу атмосферного тиску можуть мати ще різний характер за здатністю зберігати своє існування і змінювати своє положення на земній поверхні, відрізняються дуже не однаковою стійкістю: існують барометричні мінімуми і максимуми тимчасові і постійні. У той час, як перші - вихори - тимчасові і не виявляють достатньої стійкості і більш менш швидко змінюють своє місце на земній поверхні, то посилюючись, то слабшаючи і, нарешті, повністю розпадаючись у порівняно короткі проміжки часу, області постійних максимумів і мінімумів мають надзвичайно великою стійкістю і протягом досить тривалого часу тримаються, без істотних змін, на тому самому місці. З різною стійкістю цих областей тісно пов'язана, звісно, ​​і стійкість погоди і характер повітряних течій у займаному ними районі: постійним максимумам і мінімумам відповідатимуть і постійна, стійка погода і певна, незмінна система вітрів, що місяцями тримаються дома їх існування; тимчасові вихори при своїх швидких, постійних переміщеннях і змінах викликають вкрай мінливу погоду і дуже непостійну для даного району систему вітрів. Таким чином, в нижньому шарі атмосфери, поблизу земної поверхні, переміщення атмосфери відрізняються великою різноманітністю і складністю, а крім того, не завжди і не скрізь мають достатню стійкість, особливо в тих районах, де переважають вихори тимчасового характеру. Якими будуть рухи мас повітря в дещо вищі шари атмосфери, звичайні спостереження не говорять нічого; Тільки спостереження над рухами хмар дозволяють думати, що там - на деякій висоті над поверхнею землі, всі взагалі рухи повітряних мас дещо спрощуються, мають більш певний і одноманітний характер. А тим часом немає недоліку в фактах, що вказують на величезний вплив високих шарів атмосфери на погоду в нижніх: достатньо, напр., вказати, що напрямок пересування тимчасових вихорів стоїть, мабуть, у прямій залежності від руху високих шарів атмосфери. Тому ще перш, ніж наука стала мати достатньо фактів, щоб вирішувати питання про переміщення високих шарів атмосфери, з'явилися вже деякі теорії, які намагалися об'єднати всі окремі спостереження над рухами нижніх шарів повітря і створити загальну схему Ц. атмосфери; такою, напр., була теорія Ц. атмосфери, дана Морі. Але, поки не було зібрано достатньої кількості фактів, поки не було цілком з'ясовано співвідношення між тиском повітря в даних пунктах і нею переміщеннями, доти подібні теорії, заснований більше на гіпотезах, ніж на фактичних даних, не могли дати реального уявлення про те, що насправді може відбуватися і відбувається в атмосфері. Лише до кінця минулого ХІХ ст. накопичилося достатньо для цього фактів і динаміка атмосфери була розроблена настільки, що з'явилася можливість дати дійсну, а не ворожу картину Ц. атмосфери. Честь вирішення питання про загальний круговорот мас повітря в атмосфері належить американському метеорологу Вільяму Феррелю- Рішення, настільки загального, повного і вірного, що всі пізніші дослідники в цій галузі тільки розробляли деталі або вносили подальші доповнення в основні ідеї Ферреля. Основною причиною всіх рухів в атмосфері є нерівномірне нагрівання різних точок земної поверхні сонячним промінням. Неоднаковість нагрівання тягне у себе виникнення різниці тисків над по-різному нагрітими точками; а результатом різниці тисків завжди і незмінно з'явиться пересування мас повітря від місць більш високого до місць нижчого тиску. Тому, внаслідок сильного нагрівання екваторіальних широт і дуже низької температури полярних країн в обох півкулях, повітря, що прилягає до земної поверхні, має почати рухатися. Якщо, за наявними спостереженнями, підрахувати середні температури різних широт, то екватор виявиться загалом на 45° тепліше полюсів. Для визначення напрямку руху необхідно простежити розподіл тиску на земній поверхні і в масі атмосфери. Щоб виключити нерівномірний розподіл суші і вод по земній поверхні, що сильно ускладнює всі розрахунки, Феррель зробив припущення, що і суша, і вода рівномірно розподілені по паралелях, і підрахував середні температури різних паралелей, зниження температури в міру підняття на деяку висоту над земною поверхнею і тиск внизу; а потім за цими даними він уже вирахував і тиск на деяких інших висотах. Наступна невелика табличка є результатом підрахунків Ферреля і дає розподіл тиску в середньому по широтах на поверхні землі і на висотах 2000 і 4000 м.

Таблиця 3. РОЗПОДІЛ ТИСКУ ПО ШИРОТАМ НА ПОИЕРХНОСТИ ЗЕМЛІ І НА ВИСОТАХ 2000 І 4000 М
Середній тиск у Північній півкулі
На широті: 80 ○ 70 ○ 60 ○ 50 ○ 40 ○ 30 ○ 20 ○ 10 ○
На рівні моря 760,5 758,7 758,7 760,07 762,0 761,7 759,2 757,9
На висоті 2000 м 582,0 583,6 587,6 593,0 598,0 600,9 600,9 600,9
На висоті 4000 м 445,2 446,6 451,9 457,0 463,6 468,3 469,9 470,7
Середній тиск у Південній півкулі
На широті: (екватор) 10 ○ 20 ○ 30 ○ 40 ○ 50 ○ 60 ○ 70 ○
На рівні моря 758,0 759,1 761,7 763,5 760,5 753,2 743,4 738,0
На висоті 2000 м 601,1 601,6 602,7 602,2 597,1 588,0 577,0 569,9
На висоті 4000 м 471,0 471,1 471,1 469,3 463,1 453,7 443,9 437,2

Якщо покинути осторонь нижній шар атмосфери, де розподіл температури, тиску, а також течій дуже нерівномірний, то на деякій висоті, як видно з таблички, внаслідок висхідного струму нагрітого повітря поблизу екватора, ми знаходимо над цим останнім підвищений тиск, рівномірно що зменшується до полюсів і тут досягає своєї найменшої величини. При такому розподілі тиску на цих висотах над земною поверхнею повинен утворитися грандіозний потік, що охоплює цілу півкулю і відносить екватора маси теплого, нагрітого повітря до центрів низького тиску, що піднімаються поблизу, - до полюсів. Якщо взяти до уваги ще відхиляючу дію відцентрової сили, що походить від добового обертання землі навколо своєї осі, яке має відхилити всяке тіло, що рухається вправо від початкового напрямку в північній, вліво - в південній півкулях, то на розглянутих висотах у кожній півкулі утворився потік перетвориться, очевидно , у величезний вихор, що переносить маси повітря у напрямку від південного заходу на північний схід у північному, від північного заходу на південний схід - у південній півкулі.

Спостереження за рухом перистих хмар та інші підтверджують ці теоретичні висновки. У міру того, як звужуються, з наближенням до полюсів, кола широт, швидкість руху повітряних мас у цих вихорах зростатиме, але до певної межі; потім вона стає більш постійною. Поблизу полюса маси повітря, що притікають, повинні опускатися вниз, поступаючись місцем знову припливаюче повітря, утворюючи низхідний потік, а потім внизу повинні текти назад до екватора. Між обома потоками повинен бути на певній висоті нейтральний шар повітря, що перебуває в спокої. Внизу, однак, такого правильного перенесення мас повітря від полюсів до екватора не спостерігається: попередня табличка показує, що в нижньому шарі повітря тиск атмосфери буде внизу найвищим не на полюсах, яким воно мало б бути за правильного, відповідного верхнього, його розподілу. Найвищий тиск у нижньому шарі падає на широту близько 30 ° -35 ° в обох півкулях; отже, від цих центрів підвищеного тиску нижні течії спрямовуватимуться і до полюсів, і до екватора, утворюючи дві відокремлені системи вітрів. Причина цього явища, теоретично також роз'ясненого Феррелем, ось у чому. Виявляється, що на деякій висоті над земною поверхнею, залежно від зміни широти місця, величини градієнта та коефіцієнта тертя, меридіональна складова швидкості руху мас повітря може впасти до 0. Це саме відбувається в широтах ок. 30 ° -35 °: тут на деякій висоті не тільки тому не існує руху повітря, у напрямку до полюсів, але навіть йде, внаслідок його безперервного припливу від екватора і від полюсів, його накопичення, яке і веде до підвищення в цих широтах тиску внизу . Таким чином, біля самої поверхні землі в кожній півкулі виникають, як вже згадано, дві системи течій: від 30° до полюсів дмуть вітри, спрямовані в середньому від південного заходу на північний схід у північному, від північного заходу на південний схід у південній півкулі; від 30° до екватора дмуть вітри від ПнС до ПдЗ у північному, від ПдС до ПнЗ у південній півкулі. Ці дві останні системи вітрів, що дмуть в обох півкулях між екватором і широтою 31°, утворюють як би широке кільце, що розділяє в нижніх і середніх шарах атмосфери обидва грандіозні вихори, що переносять повітря від екватора до полюсів (див. Тиск атмосфери). Там, де утворюються висхідні та низхідні потоки повітря, спостерігаються затишшя; таке саме походження екваторіального та тропічних поясів тиші; подібний пояс тиші повинен, за Феррелем, існувати і на полюсах.

Куди ж, однак, дівається потік повітря, що розтікається від полюсів до екватора по низу? Але необхідно взяти до уваги, що в міру віддалення від полюсів розміри кіл широт, а отже, і площі поясів рівної ширини, які займають маси повітря, що розтікаються, швидко зростають; що швидкість потоків повинна швидко зменшуватися обернено пропорційно збільшенню цих площ; що на полюсах, нарешті, опускається зверху вниз сильно розріджене у верхніх шарах повітря, об'єм якого дуже швидко зменшується в міру зростання донизу тиску. Всі ці причини пояснюють цілком, чому важко, і навіть прямо неможливо, встежити на деякій відстані від полюсів за цими нижніми зворотними потоками. Така в загальних рисах схема загальної циркуляційної атмосфери припущення рівномірного розподілу суші і вод по паралелях, дана Феррелем. Спостереження її цілком підтверджують. Тільки в нижньому шарі атмосфери повітряні течії будуть, як це вказує і сам Феррель, набагато складніше цієї схеми саме внаслідок нерівномірності розподілу суші та вод, і неоднаковості їхнього нагрівання променями сонця та їх охолодження за відсутності або зменшення інсоляції; гори та височини також чимало впливають на переміщення найнижчих шарів атмосфери.

Уважне вивчення переміщень атмосфери поблизу земної поверхні показує взагалі, що вихрові системи є основною формою таких переміщень. Починаючи з грандіозних вихорів, що обіймають, по Феррелю, кожна ціла півкуля, вихорів,як їх можна назвати, першого порядку,поблизу земної поверхні доводиться спостерігати вихрові системи, що послідовно зменшуються у своїх розмірах, до елементарно малих і простих вихорів включно. Як результат взаємодії різних за своїми швидкостями та напрямками потоків в області вихорів першого порядку, поблизу земної поверхні виникають вихори другого порядку- згадані на початку цієї статті постійні та тимчасові барометричні максимуми та мінімуми, що представляють за своїм походженням як би похідну попередніх вихорів. Вивчення освіти гроз призвело А. В. Клоссовського та інших дослідників до висновку, що і ці явища суть не що інше, як подібні ж до будови, але незрівнянно менші за розмірами порівняно з попередніми, вихори третього порядку.Ці вихори виникають, мабуть, на околицях барометричних мінімумів (вихорів другого порядку) абсолютно подібно до того, як навколо великого поглиблення, що утворюється на воді веслом, яким ми гребемо при плаванні на човні, утворюються дрібні, викрути, що дуже швидко обертаються і зникають. Абсолютно таким же чином барометричні мінімуми другого порядку, що являють собою потужні повітряні круговороти, при своєму русі утворюють дрібніші повороти, що мають, порівняно з їхнім мінімумом, дуже незначні розміри.

Якщо ці вихори супроводжуються електричними явищами, що може бути нерідко викликано відповідними умовами температури і вологості в повітрі, що припливає до центру барометричного мінімуму по низу, то вони є у вигляді грозових вихорів, що супроводжуються звичайними явищами електричного розряду, громом і блискавкою. Якщо умови не сприяють розвитку грозових явищ, ці вихори третього порядку ми спостерігаємо у вигляді бурх, шквалів, злив, що швидко минають, є, однак, повна підстава думати, що і цими трьома категоріями, настільки різними за масштабом явища, вихрові рухи атмосфери не вичерпуються. Будова смерчів, тромбів тощо явищ показує, що і в цих явищах ми маємо справу також зі справжніми вихорами; але розміри цих вихорів четвертого порядкуще менше, ще незначніше, ніж вихорів грозових. Вивчення рухів атмосфери приводить нас, таким чином, до висновку, що переміщення повітряних мас відбуваються переважно – якщо не виключно – шляхом виникнення вихорів. Виникаючи під впливом суто температурних умов, вихори першого порядку, що охоплюють кожну цілу півкулю, дають початок поблизу земної поверхні вихорам менших розмірів; ці, своєю чергою, є причиною виникнення ще дрібніших вихорів. Відбувається як би поступове диференціювання більших вихорів у дрібніші; але основний характер всіх цих вихрових систем залишається зовсім один і той же, починаючи з більших і до незначних за своїми розмірами, навіть у смерчів і тромбів.

Щодо вихору другого порядку – постійних та тимчасових барометричних максимумів та мінімумів – залишається сказати ще наступне. Дослідження Гофмейєра, Тейссеран де Бора і Гільдебрандсона вказали на тісний зв'язок між виникненням і особливо переміщенням максимумів і мінімумів тимчасових зі змінами, що зазнають максимумів і постійних мінімумів. Вже те, що ці останні при всіляких змінах погоди в навколишніх областях дуже мало змінюють свої межі або контури, вказує, що тут ми маємо справу з деякими причинами, що постійно діють, що лежать вище впливу звичайних факторів погоди. За Тейссеран де Бору, різниці тиску, зумовлені нерівномірністю нагрівання або охолодження різних частин земної поверхні, підсумовуючи під впливом безперервного наростання первинного фактора протягом більш менш тривалого проміжку часу, дають початок великим барометричним максимумам і мінімумам. Якщо первинна причина діє безперервно або досить тривало, результатом її дії є постійні, стійкі вихрові системи. Досягши відомих розмірів та достатньої інтенсивності, такі постійні максимуми та мінімуми є вже визначниками чи регуляторами погоди на величезних районах у їхньому колі. Такі великі, постійні максимуми і мінімуми отримали останнім часом, коли з'ясувалась їхня роль у явищах погоди навколишніх країн, назва центрів дії атмосфери.Внаслідок незмінності зміни земної поверхні і що звідси безперервності впливу первинної причини, що викликає їх існування, становище таких максимумів і мінімумів на земній кулі є цілком певним і незмінним до певної міри. Але, залежно від різних умов, їх межі та їх інтенсивність можуть у певних межах змінюватися. А ці зміни їхньої інтенсивності та їхніх обрисів, у свою чергу, мають відгукнутися на погоді не лише сусідніх, а іноді навіть досить віддалених країн. Так, дослідження Тейссеран де Бора цілком встановили залежність погоди в Європі від одного з наступних центрів впливу: аномалії негативного характеру, що супроводжуються зниженням температури порівняно з нормальною, викликаються посиленням і розширенням Сибірського максимуму або посиленням і насуванням Азорського максимуму; аномалії позитивного характеру – з підвищенням температури проти нормальної – знаходяться у прямій залежності від переміщення та інтенсивності Ісландського мінімуму. Гільдебрандсон пішов у цьому напрямку ще далі і цілком успішно спробував пов'язати зміни в інтенсивності та пересування двох названих Атлантичних центрів із змінами не тільки Сибірського максимуму, а й центрів тиску на Індійському океані.

Повітряні маси

Спостереження за погодою набули досить широкого поширення у другій половині 19 століття. Вони були необхідні для складання синоптичних карт, що показують розподіл тиску та температури повітря, вітру та опадів. В результаті аналізу цих спостережень склалося уявлення про повітряні маси. Це поняття дозволило поєднувати окремі елементи, виявляти різні умови погоди та давати її прогнози.

Повітряною масою називається великий об'єм повітря, що має горизонтальні розміри кілька сотень або тисячі кілометрів і вертикальні розміри - близько 5 км, що характеризується приблизною однорідністю температури і вологості і переміщається як єдина система в одній із течій загальної циркуляції атмосфери (ОЦА)

Однорідність властивостей повітряної маси досягається формуванням її над однорідною поверхнею, що підстилає, і в подібних радіаційних умовах. Крім того, необхідні такі циркуляційні умови, за яких повітряна маса довго затримувалася б у районі формування.

Значення метеорологічних елементів у межах повітряної маси змінюються незначно – зберігається їхня безперервність, горизонтальні градієнти малі. При аналізі метеорологічних полів до тих пір, поки ми залишаємось у цій повітряній масі, можна з достатнім наближенням застосовувати лінійну графічну інтерполяцію під час проведення, наприклад, ізотерм.

Різке зростання горизонтальних градієнтів метеорологічних величин, що наближається до стрибкоподібного переходу від одних значень до інших, або, принаймні, зміна величини та напрямки градієнтів відбувається у перехідній (фронтальній зоні) між двома повітряними масами. Як найбільш характерна ознака тієї чи іншої повітряної маси приймається псевдопотенційна температура повітря, що відображає і дійсну температуру повітря та його вологість.

Псевдопотенційна температура повітря – температура, яку б прийняло повітря при адіабатичному процесі, якби спочатку вся водяна пара, що міститься в ньому, сконденсувалася при необмежено падаючому тиску і випала з повітря і прихована теплота, що виділилася, пішла б на нагрівання повітря, а потім повітря було б приведене під стандартний тиск.

Оскільки тепліша повітряна маса зазвичай буває і більш вологою, то різниця псевдопотенційних температур двох сусідніх повітряних мас буває значно більшою, ніж різниця їх дійсних температур. Разом з тим псевдопотенційна температура повільно змінюється з висотою в межах даної повітряної маси. Ця її властивість допомагає визначати напластування повітряних мас однієї над іншою в тропосфері.

Масштаби повітряних мас

Повітряні маси мають той самий порядок, як і основні течії загальної циркуляції атмосфери. Лінійна довжина повітряних мас у горизонтальному напрямку вимірюється тисячами кілометрів. По вертикалі повітряні маси простягаються на кілька кілометрів тропосфери, іноді до її верхньої границі.

При місцевих циркуляціях, таких, наприклад, як бризи, гірсько-долинні вітри, фени, повітря в циркуляційному потоці також більш-менш відособлений за властивостями та рухом від навколишньої атмосфери. Однак у цьому випадку говорити про повітряні маси не можна, оскільки масштаб явищ тут буде іншим.

Наприклад, смуга, охоплена бризом, може мати ширину всього 1-2 десятки кілометрів, тому не отримає достатнього відображення на синоптичній карті. Вертикальна потужність бризової течії також дорівнює кільком сотням метрів. Таким чином, при місцевих циркуляціях ми маємо справу не з самостійними повітряними масами, а лише з обуреним станом усередині повітряних мас на невеликій протязі.

Об'єкти, що виникають внаслідок взаємодії повітряних мас – перехідні зони (фронтальні поверхні), фронтальні хмарні системи хмарності та опадів, циклонічні обурення, мають той самий порядок величини, що й самі повітряні маси – порівняні за площею з великими частинами материків чи океанів та час їх існування – більше 2-х діб ( табл. 4):

Повітряна маса має чіткі межі, що відокремлюють її з інших повітряних мас.

Перехідні зони між повітряними масами, що мають різні властивості, називаються передніми поверхнями.

У межах однієї й тієї ж повітряної маси можна з достатнім наближенням застосовувати графічну інтерполяцію, наприклад, під час проведення ізотерм. Але при переході через фронтальну зону з однієї повітряної маси до іншої лінійна інтерполяція вже не дасть правильного уявлення про дійсний розподіл метеорологічних елементів.

Вогнища формування повітряних мас

Повітряна маса набуває чітких показників у вогнищі формування.

Осередок формування повітряних мас повинен відповідати певним вимогам:

Однорідність поверхні, що підстилає води або суші, щоб повітря в осередку піддавалося досить подібним впливам.

Однорідність радіаційних умов.

Циркуляційні умови, що сприяють стаціонуванню повітря у цьому районі.

Вогнищами формування зазвичай бувають області, де повітря опускається, а потім поширюється в горизонтальному напрямку - цій вимогі відповідають антициклонічні системи. Антициклони частіше, ніж циклони, бувають малорухливими, тому формування повітряних мас зазвичай і відбувається у великих малорухомих (квазістаціонарних) антициклонах.

Крім того, вимогам осередку відповідають малорухливі та розмиті термічні депресії, що виникають над нагрітими ділянками суші.

Нарешті, формування полярного повітря відбувається частково у верхніх шарах атмосфери малорухливих, великих і глибоких центральних циклонах у високих широтах. У цих баричних системах відбувається трансформація (перетворення) тропічного повітря, втягнутого у високі широти у верхніх шарах тропосфери, полярне повітря. Усі перелічені баричні системи також можна назвати осередками повітряних мас не з географічної, і з синоптичної погляду.

Географічна класифікація повітряних мас

Повітряні маси класифікують, перш за все, по осередках їх формування залежно від розташування в одному з широтних поясів - арктичному, або антарктичному, полярному, або помірних широт, тропічному та екваторіальному.

Згідно з географічною класифікацією, повітряні маси можна поділити на основні географічні типи за тими широтними зонами, в яких розташовуються їхні осередки:

Арктичне або антарктичне повітря (АВ),

Полярне, або помірне, повітря (ПВ або ПВ),

Тропічний повітря (ТБ). Дані повітряні маси, крім того, поділяють на морські (м) та континентальні (к) повітряні маси: мАВ та кАВ, мУВ та кУВ (або мПВ та кПВ), мТВ та кТВ.

Екваторіальні повітряні маси (ЕВ)

Що стосується екваторіальних широт, тут відбувається конвергенція (збіжність потоків) і підйом повітря, тому повітряні маси, що розташовуються над екватором, зазвичай приносяться з субтропічної зони. Але іноді виділяють самостійні екваторіальні повітряні маси.

Іноді, крім вогнищ у точному значенні слова, виділяють райони, де взимку повітряні маси трансформуються з одного типу до іншого за її переміщенні. Це райони в Атлантиці на південь від Гренландії і в Тихому океані над Беринговим і Охотським морями, де кПВ перетворюється на мПВ, райони над Південно-східною частиною Північної Америки і на південь від Японії в Тихому океані, де кПВ перетворюється на мПВ у процесі зимового мусону, та район на півдні Азії, де азіатський кПВ перетворюється на тропічне повітря (також у мусонному потоці)

Трансформація повітряних мас

При зміні циркуляційних умов повітряна маса як єдине ціле зміщується з осередку свого формування сусідні райони, взаємодіючи коїться з іншими повітряними масами.

При переміщенні повітряна маса починає змінювати свої властивості – вони вже залежатимуть не тільки від властивостей вогнища формування, а й від властивостей сусідніх повітряних мас, від властивостей поверхні, що підстилає, над якою проходить повітряна маса, а також від тривалості часу, що пройшов з моменту утворення повітряної маси. маси.

Ці впливи можуть викликати зміни у вмісті вологи в повітрі, а також зміна температури повітря внаслідок вивільнення прихованої теплоти або теплообміну з поверхнею, що підстилає.

Процес зміни властивостей повітряної маси називається трансформацією чи еволюцією.

Трансформація, пов'язана з рухом повітряної маси, називається динамічною. Швидкості переміщення повітряної маси різних висотах будуть різними, наявність зсуву швидкостей викликає турбулентне перемішування. Якщо нижні шари повітря нагріваються, виникає нестійкість і розвивається конвективне перемішування.

Схема циркуляції атмосфери

Повітря в атмосферіперебуває у постійному русі. Він переміщається як у горизонтальному, і у вертикальному напрямі.

Першопричиною переміщення повітря в атмосфері є нерівномірний розподіл сонячної радіації та неоднорідність поверхні, що підстилає. Вони зумовлюють неоднакову температуру повітря та, відповідно, атмосферний тиск над земною поверхнею.

Різниця тиску породжує рух повітря, яке переміщається з областей високого до областей низького тиску. У процесі переміщення повітряні маси відхиляються під впливом сили обертання Землі.

(Згадайте, як відхиляються тіла, що рухаються у Північній та Південній півкулях.)

Ви, звичайно, помітили, як у спекотний літній день над асфальтом утворюється легке марево. Це нагріте, легке повітря піднімається нагору. Подібну, але значно масштабнішу картину можна спостерігати на екваторі. Дуже нагріте повітря постійно піднімається вгору, утворюючи висхідні потоки.

Тому тут на поверхні формується постійний пояс низького тиску.
Повітря, що піднялося над екватором, у верхніх шарах тропосфери (10-12 км) розтікається до полюсів. Поступово воно охолоджується і приблизно над 30 t північної і південної широти починає опускатися.

Так утворюється надлишок повітря, що сприяє формуванню у приземному шарі атмосфери тропічного пояса високого тиску.

У приполярних областях повітря холодне, важке і опускається, викликаючи низхідні рухи. Внаслідок цього у приповерхневих шарах полярного пояса утворюється високий тиск.

Між тропічним та полярним поясами високого тиску у помірних широтах формуються активні атмосферні фронти. Масивніше холодне повітря витісняє вгору тепле, викликаючи висхідні потоки.

Внаслідок цього у помірних широтах формується приземний пояс низького тиску.

Карта кліматичних поясів Землі

Якби земна поверхня була однорідною, пояси атмосферного тиску поширювалися суцільними смугами. Однак поверхня планети є чергуванням води і суші, які мають різні властивості. Сушу швидко нагрівається та охолоджується.

Океан, навпаки, нагрівається та віддає своє тепло повільно. Ось чому пояси атмосферного тиску розриваються на окремі ділянки – області високого та низького тиску. Одні з них існують протягом усього року, інші – у певний сезон.

На Землі закономірно чергуються пояси високого та низького тиску. Високий тиск - на полюсах та у тропіків, низький - у екватора та в помірних широтах.

Типи циркуляції атмосфери

У атмосфері Землі є кілька потужних ланок циркуляції повітряних мас. Всі вони діючі та притаманні певним широтним зонам. Тому їх називають зональними типами циркуляції атмосфери.

У поверхні Землі потоки повітря рухаються від тропічного пояса високого тиску до екватора. Під дією сили, що виникає внаслідок обертання Землі, вони відхиляються вправо у Північній півкулі та вліво – у Південній.

Так утворюються постійні сильні вітри - пасати. У Північній півкулі пасати дме в напрямку з північного сходу, а в Південній - з південного сходу. Отже, перший зональний тип циркуляції атмосфери - пасатний.

Від тропіків повітря переміщається і помірні широти. Відхиляючись під впливом сили обертання Землі, вони починають поступово рухатися із заходу Схід. Саме такий потік з Атлантики охоплює помірні широти усієї Європи, зокрема й України. Західне перенесення повітря в помірних широтах – це другий зональний тип планетарної циркуляції атмосфери.

Закономірно також рух повітря з приполярних поясів високого тиску в помірні широти, де низький тиск.

Під дією відхиляючої сили обертання Землі це повітря рухається з північного сходу в Північній півкулі та з південного сходу - у Південній. Східний приполярний потік повітря утворює третій зональний тип циркуляції атмосфери.

На карті атласу знайдіть широтні пояси, де панують різні типи зональної циркуляції повітря.

У зв'язку з нерівномірним нагріванням суші та океану зональна схема переміщення повітряних мас порушується. Наприклад, на сході Євразії в помірних широтах західне перенесення повітря діє лише півроку – взимку. Влітку, коли материк нагрівається, повітряні маси з прохолодою океану переміщаються сушу.

Так виникає мусонне перенесення повітря. Зміна напрямів руху повітря двічі на рік – характерна риса мусонної циркуляції. Зимовий мусон – потік порівняно холодного та сухого повітря з материка на океан.

Літній мусон- рух вологого та теплого повітря у зворотному напрямку.

Зональні типи циркуляції атмосфери

Є три головні зонального типу циркуляції атмосфери: пасатний, західний перенесення повітря та східний приполярний потік повітряних мас. Мусонне перенесення повітря порушує загальну схему циркуляції атмосфери і є азональним типом циркуляції.

Загальна циркуляція атмосфери (стор. 1 із 2)

Міністерство науки та освіти Республіки Казахстан

Академія економіки та права імені У.А. Джолдасбекова

Факультет «Гуманітарно-економічна академія»

За дисципліною: Екологія

На тему: "Загальна циркуляція атмосфери"

Виконала: Царська Маргарита

Група 102 А

Перевірив: Омаров Б.Б.

Талдикорган 2011р.

Вступ

1. Загальні відомості про циркуляцію атмосфери

2. Чинники, що визначають загальну циркуляцію атмосфери

3. Циклони та антициклони.

4. Вітру, що впливають на загальну циркуляцію атмосфери

5. Ефект фена

6. Схема загальної циркуляції "Машина планети"

Висновок

Список використаної літератури

Вступ

На сторінках наукової літератури останнім часом часто зустрічається поняття «загальна циркуляція атмосфери», зміст якого кожен фахівець розуміє по-своєму. Систематично використовують цей термін спеціалісти, які займаються географією, екологією, верхньою частиною атмосфери.

Все більший інтерес до загальної циркуляції атмосфери виявляють метеорологи та кліматологи, біологи та медики, гідрологи та океанологи, ботаніки та зоологи, і звичайно ж екологи.

Немає єдиної думки, чи є вказаний науковий напрям, який виник нещодавно, чи дослідження тут тривають уже сторіччя.

Нижче запропоновано визначення загальної циркуляції атмосфери, як сукупності наук і перераховані чинники, що впливають на неї.

Наведено деякий перелік досягнень: гіпотез, розробок і відкриттів, які відзначають відомі віхи в історії цієї сукупності наук і дають певне уявлення про коло проблем і завдань, які вона розглядає.

Описані відмінні риси загальної циркуляції атмосфери, а також представлена ​​найпростіша схема загальної циркуляції під назвою «машина планети».

1. Загальні відомості про циркуляцію атмосфери

Загальна циркуляція атмосфери (лат. Circulatio - обертання, грец. atmos - пара і sphaira - куля) - це сукупність повітряних течій великого масштабу в тропо-і стратосферах. В результаті відбувається обмін повітряними масами у просторі, що сприяє перерозподілу тепла та вологи.

Загальною циркуляцією атмосфери називають кругообіг повітря на земній кулі, що призводить до перенесення його з низьких широт у високі та назад.

Загальна циркуляція атмосфери визначається зонами високого атмосферного тиску в приполярних областях та тропічних широтах та зонами низького тиску в помірних та екваторіальних широтах.

Переміщення повітряних мас відбувається як і широтному, і у меридіональному напрямах. У тропосфері до циркуляції атмосфери належать пасати, західні повітряні течії помірних широт, мусони, циклони та антициклони.

Причина переміщення повітряних мас полягає в неоднаковому розподілі атмосферного тиску та нагріванні Сонцем поверхні суші, океанів, льоду на різних широтах, а також у впливі, що відхиляє, на повітряне потоки обертання Землі.

Основні закономірності циркуляції атмосфери незмінні.

У нижній стратосфері струменеві течії повітря в помірних та субтропічних широтах переважно західні, а в тропічних - східні, і йдуть вони зі швидкістю до 150 м/с (540 км/год) щодо земної поверхні.

У нижній тропосфері переважаючі напрями перенесення повітря розрізняються по географічним поясам.

У полярних широтах східні вітри; у помірних – західні з частим порушенням циклонами та антициклонами, найбільш стійкі пасати та мусони у тропічних широтах.

У зв'язку з розмаїттям поверхні, що підстилає, на формі загальної циркуляції атмосфери виникають районні відхилення - місцеві вітри.

2. Чинники, що визначають загальну циркуляцію атмосфери

– Нерівномірний розподіл сонячної енергії по земній поверхні і, як наслідок, нерівномірний розподіл температури та атмосферного тиску.

– Сили Коріоліса та тертя, під впливом яких повітряні потоки набувають широтного напрямку.

– Вплив підстилаючої поверхні: наявність материків та океанів, неоднорідність рельєфу та ін.

Розподіл повітряних течій у земній поверхні має зональний характер. В екваторіальних широтах – затишшя чи спостерігаються слабкі змінні вітри. У тропічній зоні панують пасати.

Пасати – постійні вітри, що дмуть від 30-х широт до екватора, що мають у північній півкулі північно-східний, у південному – південно-східний напрямок. У 30-35? с. та пд.ш. - Зона затишшя, т.зв. "кінські широти".

У помірних широтах переважають західні вітри (у північній півкулі південно-західні, у південній – північно-західні). У полярних широтах дмуть східні (у північній півкулі північно-східні, у південній – південно-східні) вітри.

Насправді система вітрів над земною поверхнею набагато складніша. У субтропічному поясі у багатьох районах пасатне перенесення порушується літніми мусонами.

У помірних і субполярних широтах величезний впливом геть характер повітряних течій надають циклони і антициклони, але в східних і північних узбережжях – мусони.

Крім цього, у багатьох районах утворюються місцеві вітри, які зумовлені особливостями території.

3. Циклони та антициклони.

Для атмосфери характерні вихрові рухи, найбільшими з яких є циклони та антициклони.

Циклон – це висхідний атмосферний вихор зі зниженим тиском у центрі та системою вітрів від периферії до центру, спрямованих у північній півкулі проти, у південній – за годинниковою стрілкою. Циклони ділять на тропічні та позатропічні. Розглянемо позатропічні циклони.

Діаметр позатропічних циклонів у середньому близько 1000 км., але бувають і понад 3000 км. Глибина (тиск у центрі) – 1000-970 гПа та менше. У циклоні дмуть сильні вітри зазвичай до 10-15 м/сек, але можуть досягати 30 м/сек і більше.

Середня швидкість переміщення циклону – 30-50 км/год. Найчастіше циклони переміщаються із заходу Схід, але іноді йдуть із півночі, півдня і навіть сходу. Зона максимальної повторюваності циклонів - 80-ті широти північної півкулі.

Циклони приносять похмуру, дощову, вітряну погоду, влітку похолодання, взимку потепління.

Тропічні циклони (урагани, тайфуни) утворюються в тропічних широтах, це одне з найгрізніших і найнебезпечніших явищ природи. Їхній діаметр кілька сотень кілометрів (300-800 км, рідко більше 1000 км), але характерна велика різниця в тиску між центром і периферією, що викликає сильні ураганні вітри, тропічні зливи, сильні грози.

Антициклон – це низхідний атмосферний вихор з підвищеним тиском у центрі та системою вітрів від центру до периферії, спрямованих у північній півкулі за годинниковою стрілкою, у південній – проти. Розміри антициклонів такі ж, як у циклонів, але в пізній стадії розвитку можуть досягати до 4000 км у діаметрі.

Атмосферний тиск у центрі антициклонів зазвичай 1020-1030 гПа, але може сягати і більше 1070 гПа. Найбільша повторюваність антициклонів над субтропічними зонами океанів. Для антициклонів характерна малохмарна, без опадів погода, із слабкими вітрами в центрі, взимку – сильні морози, влітку – спека.

4. Вітру, що впливають на загальну циркуляцію атмосфери

Мусони. Мусони – сезонні вітри, що змінюють напрямок двічі на рік. Влітку вони дмуть із океану на сушу, взимку – із суші на океан. Причина освіти – неоднакове нагрівання за сезонами року суші та води. Залежно від зони освіти мусони ділять на тропічні та позатропічні.

Позатропічні мусони особливо виражені на східній околиці Євразії. Літній мусон приносить з океану вологу та прохолоду, зимовий дме з материка, знижуючи температуру та вологість.

Тропічні мусони найбільше виражені в басейні Індійського океану. Літній мусон дме від екватора, він протилежний пасату і приносить хмарність, опади, пом'якшує літню спеку, зимовий збігається з пасатом, посилює його, приносячи сухість.

Місцеві вітри. Місцеві вітри мають локальне поширення, їх освіту пов'язані з особливостями цієї території – близькістю водойм, характером рельєфу. Найбільш поширені бризи, бори, фен, гірсько-долинні та стокові вітри.

Бризи (легкий вітер-фр) - вітри по берегах морів, великих озер і річок, що двічі на добу змінюють напрямок на протилежний: денний бриз дме з водойми на берег, нічний бриз - з берега на водойму. Бризи обумовлені добовим ходом температури та відповідно тиску над сушею та водою. Вони захоплюють повітряний шар 1-2 км.

Швидкість їхня невелика – 3-5 м/с. Дуже сильний денний морський бриз спостерігається на західних пустельних узбережжях материків у тропічних широтах, що омиваються холодними течіями та холодною водою, що піднімається біля берега в зоні апвелінгу.

Там він вторгається в глиб суші на десятки кілометрів і справляє сильний кліматичний ефект: знижує температуру, особливо влітку на 5-70 С, а в західній Африці до 100С, збільшує відносну вологість повітря до 85%, сприяє утворенню туманів і ріс.

Явища, подібні до денних морських бризів можна спостерігати по околицях великих міст, де відзначається циркуляція холоднішого повітря з передмість до центру, тому що над містами існують «теплові плями» протягом усього року.

Гірсько-долинні вітри мають добову періодичність: вдень вітер дме вгору по долині і по гірських схилах, вночі-навпаки охолоджене повітря спускається вниз. Денне піднесення повітря призводить до утворення купових хмар над схилами гір, вночі при опусканні та адіабатичному нагріванні повітря хмарність зникає.

Льодовикові вітри – це холодні вітри, що постійно дмуть з боку гірських льодовиків вниз по схилах та долинах. Вони обумовлені вихолоджуванням повітря над льодом. Їхня швидкість 5-7 м/с, потужність кілька десятків метрів. Вони інтенсивніші вночі, оскільки посилюються вітрами схилів.

Загальна циркуляція атмосфери

1) Через нахил земної осі та кулястість Землі екваторіальні райони отримують більше сонячної енергії, ніж полярні.

2) На екваторі повітря нагрівається → розширюється → піднімається вгору → утворюється область низького тиску. 3) На полюсах повітря охолоджується → ущільнюється → опускається вниз → утворюється область високого тиску.

4) Через різницю атмосферного тиску повітряні маси починають рухатися від полюсів до екватора.

На напрям та швидкість вітрів ще впливають:

  • властивості повітряних мас (вологість, температура…)
  • поверхня, що підстилає (океани, гірські масиви і т.д.)
  • обертання земної кулі навколо своєї осі (сила Коріоліса)1) загальна (глобальна) система повітряних течій над земною поверхнею, горизонтальні розміри якої можна порівняти з материками та океанами, а товщина від кількох км до десятків км.

Пасати – це постійні вітри, що дмуть від тропіків до екватора.

Причина: на екваторі завжди низький тиск (висхідні потоки), а в тропіках завжди високий тиск (висхідні потоки).

Через дію сили Коріоліса: пасати Північної півкулі мають північно-східний напрямок (відхиляються вправо)

Пасати Південної півкулі – південно-східна (відхиляються вліво)

Північно-східні вітри(у Північній півкулі) та південно-східні вітри(У Південній півкулі).
Причина: повітряні потоки рухаються від полюсів до помірних широт і під дією сили Коріоліса відхиляються на захід. Західні вітри – вітри, що дмуть від тропіків у помірні широти переважно із заходу Схід.

Причина: у районі тропіків високий тиск, а помірних широтах – низький, тому частина повітря з області В.Д, рухається у область Н,Д,. Під час руху під впливом сили Коріоліса повітряні потоки відхиляються на схід.

У Естонію західні вітри приносять тепле та вологе повітря, т.к. повітряні маси формуються над водами теплої Північно-Атлантичної течії.

Повітря у циклоні рухається від периферії до центру;

У центральній частині циклону повітря піднімається та

Охолоджується, тому утворюються хмари та опади;

При циклонах переважає похмура погода із сильними вітрами:

влітку– дощова та прохолодна,
взимку– з відлигами та снігопадами.

Антициклон- Це область підвищеного атмосферного тиску з максимумом у центрі.
повітря в антициклоні рухається від центру до периферії; у центральній частині антициклону повітря опускається та нагрівається, його вологість падає, хмари розсіюються; при антициклонах встановлюється ясна безвітряна погода:

влітку – спекотна,

взимку – морозна.

Циркуляція атмосфери

Визначення 1

Циркуляція- Це система руху повітряних мас.

Циркуляція може бути загальною в масштабах усієї планети та місцевою циркуляцією, яка відбувається над окремими територіями та акваторіями. До місцевої циркуляції відносяться денні та нічні бризи, що виникають на узбережжях морів, гірсько-долинні вітри, льодовикові вітри та ін.

Місцева циркуляція у певний час та у певних місцях може накладатися на течії загальної циркуляції. При загальній циркуляції атмосфери у ній виникають величезні хвилі та вихори, які по-різному розвиваються та переміщуються.

Такими атмосферними збуреннями є циклони та антициклони, що є характерними рисами загальної циркуляції атмосфери.

Внаслідок руху повітряних мас, що відбувається під дією центрів атмосферного тиску, території забезпечуються вологою. Внаслідок того, що в атмосфері одночасно існують рухи повітря різних масштабів, що накладаються один на одного, атмосферна циркуляція є дуже складним процесом.

Нічого не зрозуміло?

Спробуй звернутися за допомогою до викладачів

Рух повітряних мас у планетарному масштабі складається під впливом трьох основних чинників:

  • зональний розподіл сонячної радіації;
  • Осьове обертання Землі та, як наслідок, відхилення повітряних потоків від градієнтного напрямку;
  • Неоднорідність Землі.

    • Ці фактори ускладнюють загальну циркуляцію атмосфери.

    Якби Земля була однорідна і не оберталасянавколо своєї осі – тоді температура і тиск на поверхні землі відповідало б термічним умовам і мало широтний характер. Це означає, що зменшення температури походить від екватора до полюсів.

    При такому розподілі тепле повітря на екваторі піднімається нагору, а на полюсах холодне повітря опускається вниз. В результаті на екваторі у верхній частині тропосфери відбувалося б його скупчення, і тиск був би високим, а на полюсах – зниженим.

    На висоті при цьому повітря відтікало б у тому ж напрямку і призводило до зменшення тиску над екватором і його зростання над полюсами. Відтік повітря поблизу земної поверхні відбувався б від полюсів, де тиск високий до екватора в меридіональному напрямку.

    Виходить, що термічна причина є першою причиною циркуляції атмосфери – різна температура призводить до різного тиску різних широтах. Насправді над екватором тиск низький, а у полюсів – високий.

    На однорідній обертовоїЗемлі у верхній тропосфері та нижній частині стратосфери вітри при їх відтоку до полюсів, у північній півкулі повинні відхилятися вправо, у південній півкулі – вліво і при цьому ставати західними.

    У нижній тропосфері вітри, відтікаючи від полюсів у бік екватора і відхиляючись, стали б у північній півкулі східними, а в південній – південно-східними. Добре проглядається друга причина циркуляції атмосфери – динамічна. Зональна складова загальної циркуляції атмосфери обумовлена ​​обертанням Землі.

    Істотний вплив на загальну циркуляцію атмосфери має поверхня, що підстилає, з нерівномірним розподілом суші і води.

    Циклони

    Для нижнього шару тропосфери характерними є вихори, які з'являються, розвиваються та зникають. Одні вихори дуже маленькі і залишаються непоміченими, інші ж дуже впливають на клімат планети. Насамперед, це стосується циклонів та антициклонів.

    Визначення 2

    Циклон– це величезний атмосферний вихор із низьким тиском у центрі.

    У Північній півкулі повітря у циклоні рухається проти ходу годинникової стрілки, у Південній півкулі – за годинниковою стрілкою. Циклонічна діяльність у середніх широтах є особливістю атмосферної циркуляції.

    Циклони виникають завдяки обертанню Землі і силі Коріоліса, що відхиляє, і в своєму розвитку проходять стадії від зародження до заповнення. Зазвичай, виникнення циклонів відбувається на атмосферних фронтах.

    Дві протилежні за температурою повітряні маси, розділені фронтом, залучаються до циклону. Тепле повітря на поверхні розділу впроваджується в область холодного повітря та відхиляється у високі широти.

    Рівновага порушується, і холодне повітря в тиловій частині змушене впроваджуватись у низькі широти. Виникає циклонічний вигин фронту, який є величезною хвилею, що рухається із заходу на схід.

    Стадія хвилі – це перша стадіярозвитку циклону.

    Тепле повітря піднімається і ковзає по передній поверхні в передній частині хвилі. Виниклі хвилі довжиною $ 1000 км і більше у просторі нестійкі і продовжують свій розвиток.

    Циклон при цьому зі швидкістю $100$ км на добу зміщується на схід, тиск продовжує падати, а вітер стає сильнішим, амплітуда хвилі збільшується. Це друга стадія- Стадія молодого циклону.

    На спеціальних картах молодий циклон оконтурюється кількома ізобарами.

    З просуванням теплого повітря на високі широти утворюється теплий фронт, а просування холодного повітря на тропічні широти утворює холодний фронт. Обидва фронти є частинами єдиного цілого. Теплий фронт рухається повільніше за холодний фронт.

    Якщо холодний фронт наздоганяє теплий і стуляє з ним – утворюється фронт оклюзії. Тепле повітря піднімається нагору і закручується у вигляді спіралі. Це третя стадіярозвитку циклону - стадія оцлюдування.

    Четверта стадія- Його заповнення - є завершальним. Відбувається остаточне відтискання теплого повітря вгору та його охолодження, температурні контрасти зникають, по всій своїй площі циклон стає холодним, сповільнює рух та остаточно заповнюється. Від зародження до наповнення життя циклону триває від $5$ до $7$ днів.

    Зауваження 1

    Циклони несуть похмуру, прохолодну та дощову погоду влітку та відлиги взимку. Літні циклони рухаються зі швидкістю $400$-$800$ км на добу, зимові – до $1000$ км на добу.

    Антициклони

    Циклонічна діяльність пов'язана з виникненням та розвитком фронтальних антициклонів.

    Визначення 3

    Антициклон– це величезний атмосферний вихор із високим тиском у центрі.

    Утворюються антициклони у тилу холодного фронту молодого циклону у холодному повітрі та мають свої стадії розвитку.

    У розвитку антициклону виділяється лише три стадії:

  • Стадія молодого антициклону, який є низьким рухомим баричним утворенням. Він, зазвичай, переміщається зі швидкість циклону, що є попереду нього. У центрі антициклону тиск поступово зростає. Переважає ясна, безвітряна, малохмарна погода;
  • На другій стадії відбувається максимальний розвиток антициклону. Це вже висока барична освіта із найбільшим тиском у центрі. Максимально розвинений антициклон може мати розміри до кількох тисяч кілометрів у діаметрі. У його центрі формуються приземна та висотна інверсії. Погода ясна і тиха, але за високої вологості виникає туман, серпанок, шарувата хмарність. У порівнянні з молодим антициклоном, максимально розвинений антициклон переміщається значно повільніше;
  • Третя стадія пов'язана із руйнуванням антициклону. Це високе, тепле та малорухливе баричне утворення Стадія характеризується поступовим падінням тиску повітря та розвитком хмарності. Руйнування антициклону може відбуватися протягом кількох тижнів, котрий іноді місяців.

    • Загальна циркуляція атмосфери

    Об'єктами вивчення загальної циркуляції атмосфери є циклони, що переміщаються, і антициклони помірних широт з їх швидкозмінною метеорологічною обстановкою: пасати, мусони, тропічні циклони і т. п. Типові риси загальної циркуляції атмосфери багаторічні періоди спостережень,

    На рис. 8, 9 наведено середній багаторічний розподіл вітру біля земної поверхні у січні та липні. У січні, тобто.

    взимку, у Північній півкулі чітко видно гігантські антициклонічні вихори над Північною Америкою та особливо інтенсивний вихор – над Центральною Азією.

    Влітку антициклонічні вихори над сушею руйнуються через прогрівання материка, а над океанами такі вихори значно посилюються і поширюються на північ.

    Тиск біля поверхні Землі в мілібарах і переважають повітряні течії

    У зв'язку з тим, що в тропосфері повітря в екваторіальних та тропічних широтах прогріте значно інтенсивніше, ніж у полярних областях, температура повітря та тиск поступово знижуються у напрямку від екватора до полюсів. Як кажуть метеорологи, планетарний градієнт температури та тиску спрямовані у середній тропосфері від екватора до полюсів.

    (У метеорології градієнт температури та тиску береться у зворотному напрямку, порівняно з фізикою.) Повітря є легкорухливим середовищем. Якби Земля не оберталася навколо своєї осі, то в нижніх шарах атмосфери повітря перетікало б від екватора до полюсів, а у верхніх шарах поверталося б назад до екватора.

    Але Земля обертається із кутовою швидкістю 2п/86400 радіан за секунду. Частинки повітря, переходячи від низьких широт у високі, зберігають великі лінійні швидкості щодо земної поверхні, набуті в низьких широтах, і тому відхиляються при своєму русі на схід. Утворюється західно-східне перенесення повітря в тропосфері, яке відображено на рис. 10.

    Однак такий правильний режим течії спостерігається тільки на картах середніх значень. «Моментальні знімки» повітряних течій дають дуже різноманітні, щоразу нові положення циклонів, антициклонів, повітряних потоків, зон зустрічей теплого і холодного повітря, тобто атмосферних фронтів.

    Атмосферні фронти відіграють велику роль у загальній циркуляції атмосфери, оскільки в них відбуваються значні перетворення енергії повітряних мас з одного виду до іншого.

    На рис. 10 схематично представлено положення основних фронтальних розділів у середній тропосфері та біля земної поверхні. З атмосферними фронтами та фронтальними зонами пов'язані численні явища погоди.

    Тут зароджуються циклонічні та антициклонічні вихори, відбувається утворення потужної хмарності та зон опадів, посилення вітру.

    При проходженні атмосферного фронту через цей пункт зазвичай чітко спостерігається помітне похолодання чи потепління, різко змінюється характер погоди. Цікаві особливості виявляються у структурі стратосфери.

    Планетарна фронтальна зона у середній тропосфері

    Якщо у тропосфері у екватора розташовуються тепла; повітряні маси, а в полюсів - холодні, то в стратосфері, особливо в теплу половину року, справа якраз навпаки, у полюсів тут повітря відносно тепліше, а в екватора - холодне.

    Градієнт температури та тиску спрямовані у зворотний по відношенню до тропосфери бік.

    Вплив відхиляючої сили обертання Землі, що призводило до тропосфери до утворення західно-східного перенесення, створює в стратосфері зону східно-західних вітрів.

    Середнє розташування осей струменевих течій у Північній півкулі взимку

    Найбільші швидкості вітру, отже, і найбільша кінетична енергія повітря спостерігаються у струменевих течіях.

    p align="justify"> Образно кажучи, струменеві течії - це повітряні річки в атмосфері, річки-, поточні у верхньої межі тропосфери, в шарах, що відокремлюють тропосферу від стратосфери, тобто в шарах, близьких до тропопаузи (рис. 11 і 12).

    Швидкість вітру в струменевих течіях досягає 250 – 300 км/год – взимку; і 100 – 140 км/год – влітку. Таким чином, тихохідний літак, потрапляючи в такий струменевий перебіг, може летіти «назад».

    Середнє розташування осей струменевих течій у Північній півкулі влітку

    Протяжність струменевих течій сягає кількох тисяч кілометрів. Нижче струменевих течій у тропосфері спостерігаються ширші і менш швидкі повітряні «річки» - планетарні висотні фронтальні зони, які також відіграють велику роль загальної циркуляції атмосфери.

    Виникнення великих швидкостей вітру в струменевих течіях і планетарних висотних фронтальних зонах відбувається через наявність тут великої різниці температур повітря між сусідніми повітряними масами.

    Наявність різниці у температурі повітря, або, як кажуть, «температурного розмаїття», призводить до збільшення вітру з висотою. Теорія показує, що таке збільшення пропорційно горизонтальному градієнту температури шару повітря, що розглядається.

    У стратосфері у зв'язку зі зверненням меридіонального градієнта температури повітря на зворотний, інтенсивність струменевих течій йде на спад, і вони зникають.

    Незважаючи на велику довжину планетарних висотних фронтальних зон і струменевих течій, вони, як правило, не опоясують всю земну кулю, а закінчуються там, де горизонтальні контрасти температури між повітряними масами слабшають. Найчастіше і різко контрасти температури проявляються у полярному фронті, що відокремлює повітря помірних широт від тропічного повітря.

    Положення осі висотної фронтальної зони при незначному меридіональному обміні повітряних мас

    Планетарні висотні фронтальні зони та струменеві течії часто виникають у системі полярного фронту. Хоча у середньому планетарні висотні фронтальні зони мають напрям із заходу Схід, у випадках напрям їх осей дуже різноманітно. Найчастіше у помірних широтах вони мають хвилеподібний характер. На рис.

    13, 14 представлені положення осей висотних фронтальних зон у випадках стійкого західно-східного перенесення та у випадках розвиненого меридіонального обміну повітряних мас.

    Істотна особливість повітряних течій у стратосфері та мезосфері над екваторіальною та тропічною областями полягає у існуванні там кількох шарів повітря з майже протилежним напрямом сильних вітрів.

    Виникнення та розвиток цієї багатошарової структури поля вітру тут змінюється через певні, але не зовсім точно збігаються проміжки часу, що також може бути деяким прогностичним ознакою.

    Якщо додати до цього, що явище різкого потепління в полярній стратосфері, що регулярно відбувається взимку, певним чином пов'язане з процесами в стратосфері, що відбуваються в тропічних широтах, і з тропосферними процесами помірних і високих широт, то стане ясно, як складно і вибагливо розвиваються процеси, які безпосередньо впливають на режим погоди у помірних широтах.

    Положення осі висотної фронтальної зони при значному меридіональному обміні повітряних мас

    Величезне значення для формування атмосферних процесів великого масштабу має стан поверхні, що підстилає, особливо стан верхнього діяльного шару води Світового океану. Поверхня Світового океану становить майже 3/4 всієї Землі (рис. 15).

    Морські течії

    Завдяки великій теплоємності та здатності легко перемішуватися, океанічні води надовго запасають тепло під час зустрічей з теплим повітрям у помірних широтах та протягом усього року у південних широтах. Запасене тепло з морськими течіями виноситься далеко на північ і отеплює довколишні райони.

    Теплоємність води в кілька разів більша, ніж теплоємність ґрунту та гірських порід, що становлять сушу. Нагріта водна маса служить як би акумулятором тепла, яким вона забезпечує атмосферу. Слід зазначити у своїй, що суша відбиває сонячні промені значно краще, ніж поверхню океану.

    Особливо добре відображає сонячне проміння поверхня снігу та льоду; 80-85% усієї сонячної радіації, що падає на сніг, відбивається від нього. Поверхня моря, навпаки, поглинає майже всю радіацію, яка падає (55-97%). В результаті всіх цих процесів атмосфера безпосередньо від Сонця отримує тільки 1/3 всієї енергії.

    Інші 2/3 енергії вона отримує від нагрітої Сонцем підстилаючої поверхні, насамперед від водної поверхні. Передача тепла від поверхні, що підстилає в атмосферу, відбувається декількома шляхами. По-перше, велика кількість сонячного тепла витрачається на випаровування вологи з поверхні океану в атмосферу.

    При конденсації цієї вологи звільняється тепло, яке нагріває навколишні шари повітря. По-друге, поверхня, що підстилає, віддає тепло в атмосферу шляхом турбулентного (тобто вихрового, невпорядкованого) теплообміну. По-третє, тепло передається шляхом теплового електромагнітного випромінювання. Внаслідок взаємодії океану з атмосферою в останній відбуваються важливі зміни.

    Шар атмосфери, в який проникає тепло та волога океану, у випадках вторгнення холодного повітря на теплу океанічну поверхню сягає 5 км і більше. У тих випадках, коли на холодну водну поверхню океану вторгається тепле повітря, висота, на яку поширюється вплив океану, не перевищує 0,5 км.

    У разі вторгнення холодного повітря товщина його шару, яку поширюється вплив океану, залежить передусім від величини різниці температури вода - повітря. Якщо вода тепліша за повітря, то розвивається потужна конвекція, тобто невпорядковані висхідні рухи повітря, які і призводять до проникнення тепла і вологи у високі шари атмосфери.

    Навпаки, якщо повітря тепліше за воду, то конвекція не виникає і повітря змінює свої властивості тільки в нижніх шарах. Над теплим плином Гольфстрім в Атлантичному океані при вторгненні дуже холодного повітря тепловіддача океану може сягати 2000 кал/см2 на добу і поширюється на всю тропосферу.

    Тепле повітря може втратити над холодною океанічною поверхнею 20-100 кал/см2 на добу. Зміна властивостей повітря, що потрапляє на теплу або холодну океанічну поверхню, відбувається досить швидко – такі зміни можна помітити на рівні 3 або 5 км. вже через добу після початку вторгнення.

    Які ж збільшення температури повітря можуть бути внаслідок його трансформації (зміни) над водною поверхнею, що підстилає? Виявляється, у холодне півріччя атмосфера над Атлантикою в середньому прогрівається на 6 °, а іноді може прогрітися і на 20 ° на добу. Охолодитись атмосфера може на 2-10 ° на добу. Підраховано, що у півночі Атлантичного океану, тобто.

    там, де відбувається найінтенсивніша передача тепла від океану в атмосферу, океан віддає в 10-30 разів тепла більше ніж отримує його від атмосфери. Природно, що запаси тепла в океані заповнюються припливом теплих океанічних вод з тропічних широт. Потоки повітря поширюють одержане від океану тепло на тисячі кілометрів. Отеплюючий вплив океанів у зимовий час призводить до того, що різниця температури повітря між північно-східними частинами океанів і континентів становить на широтах 45-60° біля земної поверхні 15-20°, у середній тропосфері 4-5°. Добре вивчено, наприклад, опалювальний вплив океану на клімат Північної Європи.

    Північно-західна частина Тихого океану взимку перебуває під впливом холодного повітря Азіатського континенту, так званого зимового мусону, що поширюється на 1-2 тис. км углиб океану в приводному шарі та на 3-4 тис. км у середній тропосфері .

    Річні суми тепла, що переноситься морськими течіями

    Влітку над океаном холодніше, ніж над материками, тому повітря, що надходить з Атлантичного океану, охолоджує Європу, а повітря Азіатського континенту утеплює Тихий океан. Проте описана вище картина й у середніх умов циркуляції.

    Міждобові зміни у величині та у напрямку потоків тепла від підстилаючої поверхні в атмосферу і назад дуже різноманітні і дуже впливають на зміну самих атмосферних процесів.

    Існують гіпотези, згідно з якими особливості розвитку теплообміну між різними ділянками поверхні, що підстилає, і атмосферою зумовлюють стійкий характер атмосферних процесів протягом тривалих проміжків часу.

    Якщо над аномально (понад норми) теплою водною поверхнею тієї чи іншої частини Світового океану в помірних широтах Північної півкулі повітря прогрівається, то в середній тропосфері утворюється область підвищеного тиску (баричний гребінь), східною периферією якого починається перенесення холодних мас повітря з Арктики, а по західній частині - перенесення теплого повітря з тропічних широт на північ. Така ситуація може призвести до збереження у земної поверхні в певних районах тривалої аномалії погоди - сухої та спекотної або дощової та прохолодної літа, морозної та сухої чи теплої та снігової зими. Дуже значну роль формуванні атмосферних процесів шляхом регулювання надходження сонячного тепла до земної поверхні грає хмарність. Хмарний покрив значно збільшує частку відбитої радіації і цим зменшує нагрівання земної поверхні, що, своєю чергою, впливає характер синоптичних процесів. Виходить деяка подібність зворотного зв'язку: характер циркуляції атмосфери впливає створення хмарних систем, а хмарні системи, своєю чергою, впливають зміну циркуляції. Ми перерахували лише найголовніші з «земних» чинників, що впливають на формування погоди та циркуляції повітря. Особливу роль у дослідженні причин зміни загальної циркуляції атмосфери відіграє діяльність Сонця. Тут слід розрізняти зміни циркуляції повітря на Землі у зв'язку зі змінами загального потоку тепла, що приходить від Сонця на Землю в результаті коливань величини так званої постійної сонячної. Проте, як свідчать останні дослідження, насправді вона є суворо постійної величиною. Енергія циркуляції атмосфери безперервно поповнюється з допомогою енергії, посиланої Сонцем. Тому, якщо сумарна енергія, що посилається Сонцем, коливається у значних розмірах, це може позначитися зміні циркуляції та погоди Землі. Це питання ще недостатньо вивчене. Що стосується зміни сонячної активності, то добре відомо, що на поверхні Сонця виникають різні обурення, сонячні плями, смолоскипи, флокули, протуберанці тощо. Ці обурення викликають тимчасові зміни складу сонячної радіації, збільшується ультрафіолетова складова та корпускулярна (т. е.). що складається із заряджених частинок, головним чином протонів) випромінювання Сонця. Деякі метеорологи вважають, що зміна сонячної активності пов'язана з тропосферними процесами в атмосфері Землі, тобто погодою.

    Останнє твердження потребує додаткових досліджень, головним чином внаслідок того факту, що 11-річний цикл сонячної активності, що добре проявляється, не чітко виявляється в погодних умовах на Землі.

    Відомо, що існують цілі школи метеорологів-прогнозистів, які досить вдало передбачають погоду у зв'язку зі змінами сонячної активності.

    Вітер та загальна циркуляція атмосфери

    Вітром називається рух повітря з районів із вищим тиском повітря в область нижчого тиску. Швидкість вітру визначається величиною різниці атмосферного тиску.

    Вплив вітру в судноводженні необхідно постійно враховувати, оскільки він викликає дрейф судна, штормове хвилювання тощо.
    Через нерівномірність нагрівання різних частин земної кулі існує система атмосферних течій планетарного масштабу (загальна циркуляція атмосфери).

    Повітряний потік складається з окремих вихорів, що безладно переміщуються в просторі. Тому швидкість вітру, яка вимірюється в будь-якій точці, безперервно змінюється в часі. Найбільші коливання швидкості вітру спостерігаються у приводному шарі. Для того, щоб мати можливість зіставляти швидкості вітру, за стандартну висоту було прийнято висоту 10 метрів над рівнем моря.

    Швидкість вітру виражають у метрах за секунду, силу вітру – у балах. Співвідношення з-поміж них визначено шкалою Бофорта.

    Шкала Бофорта

    Коливання швидкості вітру характеризуються коефіцієнтом рвучкості, під яким розуміється відношення максимальної швидкості поривів вітру для його середньої швидкості, отриманої за 5 – 10 хвилин.
    Зі зростанням середньої швидкості вітру коефіцієнт рвучкості зменшується. При високих швидкостях вітру коефіцієнт рвучкості дорівнює приблизно 1,2 – 1,4.

    Пасати - вітри, що дмуть весь рік в одному напрямку в зоні від екватора до 35 ° с. ш. і до 30 ° пд. ш. Стійкі за напрямом: у північній півкулі – північно-східні, у південній – південно-східні. Швидкість – до 6 м/с.

    Мусони - вітри помірних широт, що влітку дмуть з океану на материк, взимку - з материка на океан. Досягають швидкості 20 м/с. Мусони приносять на узбережжі взимку суху ясну та холодну погоду, влітку – похмуру, з дощами та туманами.

    Бризи виникають внаслідок нерівномірного нагрівання води та суші протягом доби. Вдень виникає вітер із моря на сушу (морський бриз). Вночі з охолодженого узбережжя – на морі (береговий вітер). Швидкість вітру 5-10 м/с.

    Місцеві вітри виникають в окремих районах внаслідок особливостей рельєфу і різко відрізняються від загального повітряного потоку: виникають у результаті нерівномірного прогріву (охолодження) поверхні, що підстилає. Детальні відомості про місцеві вітри даються в лоціях та гідрометеорологічних описах.

    Бора - сильний і рвучкий вітер, спрямований вниз по гірському схилу. Приносить значне похолодання.

    Спостерігається у місцевостях, де невисокий гірський хребет межує з морем, у періоди, коли над сушею збільшується атмосферний тиск і знижується температура проти тиском і над морем.

    У районі Новоросійської бухти бору діє листопаді – березні із середніми швидкостями вітру близько 20 м/с (окремі пориви може бути 50 – 60 м/с). Тривалість дії від однієї до трьох діб.

    Аналогічні вітри відзначаються Новій Землі, на середземноморському узбережжі Франції (містраль) і біля північних берегів Адріатичного моря.

    Сирокко – гарячий та вологий вітер центральної частини Середземного моря супроводжується хмарністю та опадами.

    Смерчі – вихори над морем діаметром до кількох десятків метрів, що складаються з водяних бризок. Існують до чверті доби та рухаються зі швидкістю до 30 вузлів. Швидкість вітру всередині смерчу може сягати 100 м/с.

    Штормові вітри виникають переважно в областях зі зниженим атмосферним тиском. Особливо великої сили досягають тропічні циклони, у яких швидкість вітру нерідко перевищує 60 м/с.

    Сильні шторми спостерігаються у помірних широтах. Під час руху повітряні теплі та холодні маси повітря неминуче стикаються одна з одною.

    Перехідна зона між цими масами називається атмосферним фронтом. Проходження фронту супроводжується різкою зміною погоди.

    Атмосферний фронт може бути у стаціонарному стані чи русі. Розрізняють теплі, холодні фронти, і навіть фронти оклюзії. Основними атмосферними фронтами є: арктичні, полярні та тропічні. На синоптичних картах фронти зображують як ліній (лінія фронту).

    Теплий фронт утворюється при настанні теплих повітряних мас холодні. На картах погоди теплий фронт відзначається суцільною лінією з півколами вздовж фронту, що вказують у бік холоднішого повітря та напрямок руху.

    У міру наближення теплого фронту починає падати тиск, ущільнюються хмари, випадають опади. Взимку при проходженні фронту зазвичай з'являються низькі шаруваті хмари. Температура та вологість повітря повільно підвищуються.

    При проходженні фронту температура та вологість зазвичай швидко зростають, вітер посилюється. Після проходження фронту напрям вітру змінюється (вітер повертає за годинниковою стрілкою), падіння тиску припиняється і починається його слабке зростання, хмари розсіюються, опади припиняються.

    Холодний фронт утворюється при настанні холодних повітряних мас більш теплі (рис.18.2). На картах погоди холодний фронт зображується суцільною лінією з трикутниками вздовж фронту, що вказують у бік тепліших температур і напрямок руху. Тиск перед фронтом сильно і нерівномірно падає, судно потрапляє до зони злив, гроз, шквалів та сильного хвилювання.

    Фронт оклюзії – це фронт, утворений злиттям теплого та холодного фронтів. Представляється суцільною лінією з трикутниками, що чергуються, і півколами.

    Розріз теплого фронту

    Розріз холодного фронту

    Циклон – атмосферний вихор величезного (від сотень до кількох тисяч кілометрів) діаметра зі зниженим тиском повітря у центрі. Повітря в циклоні циркулює проти годинникової стрілки у північній півкулі та за годинниковою стрілкою у південній.

    Розрізняють два основні види циклонів – позатропічні та тропічні.

    Перші утворюються в помірних чи полярних широтах і мають діаметр від тисячі кілометрів на початку розвитку, і до кількох тисяч у разі так званого центрального циклону.

    Тропічний циклон - циклон, що утворився в тропічних широтах, це атмосферний вихор зі зниженим атмосферним тиском у центрі зі штормовими швидкостями вітру. Тропічні циклони, що сформувалися, рухаються разом з повітряними масами зі сходу на захід, при цьому поступово відхиляючись до високих широт.

    Для таких циклонів характерний також т.з. «око бурі» – центральна область діаметром 20 – 30 км із відносно ясною та безвітряною погодою. У світі щорічно спостерігається близько 80 тропічних циклонів.

    Вид циклону з космосу

    Шляхи тропічних циклонів

    На Далекому Сході та у Південно-Східній Азії тропічні циклони називаються тайфунами (від китайського тай фін – великий вітер), а у Північній та Південній Америці – ураганами (ісп. huracán на ім'я індіанського бога вітру).
    Вважають, що шторм перетворюється на ураган при швидкості вітру понад 120 км/год, при швидкості 180 км/год ураган називають сильним ураганом.

    7. Вітер. Загальна циркуляція атмосфери

    Лекція 7. Вітер. Загальна циркуляція атмосфери

    Вітер – це рух повітря щодо земної поверхні, в якому переважає горизонтальна складова.Коли розглядається висхідний або низхідний рух вітру, враховується також вертикальна складова. Вітер характеризується напрямом, швидкістю та рвучкістю.

    Причиною виникнення вітру є відмінність атмосферного тиску у різних точках, що визначається горизонтальним баричним градієнтом. Тиск неоднаковий насамперед через різний ступінь нагрівання та охолодження повітря і зменшується з висотою.

    Для подання про розподіл тиску на поверхні Земної кулі, на географічні карти наносять тиск, виміряний одночасно в різних пунктах і приведений до однакової висоті (наприклад, до рівня моря). Пункти з однаковим тиском з'єднують лініями ізобарами.

    Таким чином виявляються області підвищеного (антициклони) та зниженого (циклони) тиску, напрями їх пересування для прогнозування погоди. За ізобарами можна визначити величину зміни тиску з відстанню.

    У метеорології прийнято поняття горизонтального баричного градієнта– це зміна тиску на 100 км по горизонтальній лінії, перпендикулярній до ізобарів від високого тиску до низького. Ця зміна зазвичай становить 1-2 гПа/100 км.

    Рух повітря відбувається у напрямі градієнта, але з прямої, а складніше, що з взаємодією сил, відхиляють повітря з допомогою обертання землі та тертя. Під впливом обертання Землі рух повітря відхиляється від баричного градієнта вправо у північній півкулі, вліво – у південній.

    Найбільша величина відхилення спостерігається на полюсах, але в екваторі – близька до нулю. Сила тертя зменшує і швидкість вітру, і відхилення від градієнта внаслідок зіткнення з поверхнею, а також – усередині повітряної маси через різну швидкість у шарах атмосфери. Спільний вплив цих сил відхиляє вітер від градієнта над суходолом на 45-55о, над морем – на 70-80о.

    Зі збільшенням висоти збільшується швидкість вітру та її відхилення до 90о лише на рівні близько 1 км.

    Швидкість вітру зазвичай вимірюється в м/сек, рідше – в км/год і балах. За напрямок приймається те, звідки дме вітер, який визначається в румбах (їх 16) або кутових градусах.

    Для спостережень за вітром використовується флюгерщо встановлюється на висоті 10-12 м. Ручний анемометр використовують для короткочасних спостережень за швидкістю в польових дослідах.

    Анеморумбометрдозволяє дистанційно вимірювати напрямок та швидкість вітру , анеморумбографбезперервно реєструє ці показники.

    Добовий хід швидкості вітру над океанами майже немає і добре виражений над сушею: наприкінці ночі – мінімум, після полудня – максимум. Річний хід визначається закономірностями загальної циркуляції атмосфери і відрізняється по районах Земної кулі. Наприклад, у Європі влітку – мінімальна швидкість вітру, узимку – максимальна. У Східному Сибіру – навпаки.

    Напрям вітру в конкретному місці змінюється часто, але якщо враховувати повторюваність вітрів різних румбів, то можна визначити, що деякі бувають частіше. Для вивчення напрямів застосовується графік, званий трояндою вітрів. На кожній прямій всіх румбів відкладають кількість випадків вітру за потрібний період і з'єднують отримані значення на румбах лініями.

    Вітер сприяє підтримці сталості газового складу атмосфери, перемішуючи маси повітря, переносить вологе морське повітря вглиб материків, забезпечуючи їх вологою.

    Несприятлива дія вітру для сільського господарства може виявлятись у посиленні випаровування з поверхні ґрунту, викликаючи посуху, можлива вітрова ерозія ґрунтів при великих швидкостях вітру.

    Швидкість і напрям вітру необхідно враховувати при запиленні полів отрутохімікатами, при зрошенні дощовими установками. Напрямок панівних вітрів треба знати при закладанні лісових смуг, снігозатриманні.

    Місцеві вітри.

    Місцевими вітрами називають вітри, характерні лише певних географічних районів.Вони мають особливе значення за своїм впливом на погодні умови, походження їх по-різному.

    Бризи – вітри біля берегової лінії морів та великих озер, які мають різку добову зміну напряму. Вдень морський бриздме на берег з моря, а вночі – береговий бриздме з суші на морі (рис.2).

    Вони яскраво виражені за ясної погоди в теплу пору року, коли загальне перенесення повітря слабке. В інших випадках, наприклад при проходженні циклонів, бризи можуть маскуватися більш сильними течіями.

    Рух вітру при бризах спостерігається за кількасот метрів (до 1- 2 км), із середньою швидкістю 3 – 5 м/сек, а тропіках – і більше, проникаючи на десятки кілометрів углиб суші чи моря.

    Розвиток брізів пов'язаний із добовим ходом температури поверхні суші. Вдень суша нагрівається сильніше, ніж поверхня води, тиск над нею стає нижчим і формується перенесення повітря з моря на сушу. Вночі суша охолоджується швидше та сильніше, повітря переноситься із суші на море.

    Денний бриз знижує температуру і підвищує відносну вологість, що особливо різко виражено в тропіках. Наприклад, у Західній Африці під час руху морського повітря на суходіл температура може знизитися на 10оС і більше, а відносна вологість – підвищується на 40%.

    Бризи спостерігаються також узбережжя великих озер: Ладозького, Онезького, Байкал, Севан та інших., і навіть – великих річках. Однак у цих районах бризи менше за своїм горизонтальним та вертикальним розвитком.

    Гірсько-долинні вітриспостерігаються в гірських системах головним чином влітку і схожі на бризи за своєю добовою періодичністю. Вдень вони дмуть вгору по долині та по схилах гір у результаті нагрівання сонцем, а вночі, при охолодженні повітря стікає вниз по схилах. Нічний рух повітря може спричинити заморозки, що особливо небезпечно навесні в період цвітіння садів.

    Фен –теплий і сухий вітер, що дме з гір у долини.При цьому значно підвищується температура повітря та падає його вологість, іноді дуже швидко. Вони спостерігаються в Альпах, на Західному Кавказі, на Південному березі Криму, у горах Середньої Азії, Якутії, на східних схилах Скелястих гір та інших гірських системах.

    Фен утворюється при перетині хребта повітряною течією. Так як з підвітряного боку створюється розрідження, повітря засмоктується вниз у вигляді низхідного вітру. Опускається повітря нагрівається за сухоадіабатичного закону: на 1оС на кожні 100 м спуску.

    Наприклад, якщо на висоті 3000 м повітря мало температуру -8о і відносну вологість 100%, то, спустившись у долину, він нагріється до 22о, а вологість знизиться до 17%. Якщо повітря піднімається по навітреному схилу, то відбувається кондесація водяної пари і утворюються хмари, випадають опади, а повітря, що спускається, буде ще сухішим.

    Тривалість фенів – від кількох годин до кількох діб. Фен може викликати інтенсивне танення снігів та повені, висушує ґрунти, рослинність аж до їх загибелі.

    Бора–це сильний, холодний, поривчастий вітер, який дме з низьких гірських хребтів у бік теплішого моря.

    Найбільш відома бора в Новоросійській бухті Чорного моря та на Адріатичному узбережжі в районі м.Трієста. Подібні з борою за походженням та проявом норду районі м.

    Баку, Містральна Середземноморському узбережжі Франції, нортсеру Мексиканській затоці.

    Бора виникає під час проходження холодних мас повітря через прибережний хребет. Повітря стікає вниз під силою тяжкості, розвиваючи швидкість понад 20 м/сек, при цьому сильно знижується температура, іноді більша за 25оС. Бора згасає за кілька кілометрів від берега, але іноді може захоплювати значну частину моря.

    У Новоросійському лісі спостерігається близько 45 днів на рік, частіше з листопада по березень, з тривалістю до 3 діб, рідко - до тижня.

    Загальна циркуляція атмосфери

    Загальна циркуляція атмосфери– це складна система великих повітряних течій, які переносять дуже великі маси повітря над Земною кулею.

    В атмосфері біля земної поверхні в полярних та тропічних широтах спостерігається східний перенесення, в помірних широтах – західний.

    Рух повітряних мас ускладнюється внаслідок обертання Землі, а також рельєфом та впливом областей високого та низького тиску. Відхилення вітрів від панівних напрямів до 70о.

    У процесі нагрівання та охолодження величезних мас повітря над Земною кулею утворюються області високого та низького тиску, що визначають напрямок планетарних повітряних течій. По багаторічним середнім величинам тиску лише на рівні моря виявлено такі закономірності.

    По обидва боки від екватора розташовується зона низького тиску (у січні – між 15о північної широти та 25о південної широти, у липні – від 35о пн.ш. до 5о пд.ш.). Ця зона, звана екваторіальною депресією, поширюється більше на ту півкулю, де в цьому місяці літо.

    У напрямку на північ і південь від неї тиск зростає і максимальних значень досягає субтропічних зон підвищеного тиску(у січні – на 30 – 32о північної та південної широти, у липні – на 33-37о пн.ш. та 26-30о пд.ш.). Від субтропіків до помірних зон тиск падає, особливо суттєво – у південній півкулі.

    Мінімум тиску знаходиться у двох субполярних зонах низького тиску(75-65о пн.ш. і 60-65о пд.ш.). Далі у напрямку до полюсів тиск знову зростає.

    Відповідно до змін тиску розташовується і меридіональний баричний градієнт. Він спрямований від субтропіків з одного боку до екватора, з іншого - до субполярних широт, від полюсів субполярних широт. З цим узгоджується і зональний напрямок вітрів.

    Над Атлантичним, Тихим та Індійським океанами дуже часто дмуть північно-східні та південно-східні вітри. пасати. Західні вітри у південній півкулі, на широтах 40-60о, огинають весь океан.

    У північній півкулі в помірних широтах західні вітри постійно виражені лише над океанами, а над материками напрямки складніше, хоча західні також переважають.

    Східні вітри полярних широт чітко спостерігаються лише по околицях Антарктиди.

    На півдні, сході та півночі Азії відбувається різка зміна напряму вітрів від січня до липня – це райони мусонів. Причини виникнення мусонів аналогічні до причин утворення брізів. Влітку материк Азії сильно нагрівається і з нього поширюється область низького тиску, куди спрямовуються повітряні маси з океану.

    Літній мусон, що утворюється, зумовлює випадання великих кількостей опадів, часто зливового характеру. Взимку над Азією встановлюється високий тиск через інтенсивніше охолодження суші, порівняно з океаном і холодне повітря рухається на океан, формуючи зимовий мусон із ясною сухою погодою. Мусони проникають більш ніж на 1000 км. у шарі над сушею до 3-5 км.

    Повітряні маси та їх класифікація.

    Повітряна маса- Це дуже велика кількість повітря, яке займає площу в мільйони квадратних кілометрів.

    У процесі загальної циркуляції атмосфери повітря розчленовується на окремі повітряні маси, які залишаються тривалий час над великою територією, набувають певних властивостей і обумовлюють різні типи погоди.

    Переміщаючись до інших областей Землі, ці маси приносять із собою свій режим погоди. Переважна більшість району повітряних мас певного типу (типів) створює характерний кліматичний режим району.

    Основні відмінності повітряних мас: температура, вологість, характер хмарності, запиленість. Наприклад, влітку над океанами повітря вологіше, холодніше, чистіше, ніж над сушею на тій самій широті.

    Чим довше повітря знаходиться над однією територією, тим сильніше воно зазнає змін, тому повітряні маси класифікуються за географічними зонами, де вони сформувалися.

    Виділяють основні типи: 1) арктичні (антарктичні), які переміщуються з полюсів, із зон високого тиску; 2) помірних широт"полярні" - в північній і південній півкулях; 3) тропічні– переміщаються із субтропіків та тропіків у помірні широти; 4) екваторіальні- Формуються над екватором. У кожному типі виділяють морський і континентальний підтипи, що відрізняються насамперед за температурою та вологістю в межах типу. Повітря, перебуваючи в постійному русі, переходить з району формування в сусідні і поступово змінює властивості під впливом поверхні, що підстилає, поступово переходячи в масу іншого типу. Цей процес називається трансформацією.

    Холоднимиповітряними масами називають такі, які переміщуються більш теплу поверхню. Вони викликають похолодання у районах, куди приходять.

    Самі вони при русі прогріваються від земної поверхні, тому всередині мас виникають великі вертикальні градієнти температури та розвивається конвекція з утворенням купових та купово-дощових хмар та випаданням зливових опадів.

    Повітряні маси, що рухаються більш холодну поверхню, називаються теплимимасами. Вони приносять потепління, але охолоджуються знизу. Конвекція в них не розвивається і переважають шаруваті хмари.

    Сусідні повітряні маси розділені між собою перехідними зонами, які сильно нахилені до Землі. Ці зони називають фронтами.

    Поряд із географічною широтою важливим кліматоутворюючим фактором є циркуляція атмосфери, тобто переміщення повітряних мас.

    Повітряні маси- значні обсяги повітря тропосфери, що має певні властивості (температура, вміст вологи), що залежать від особливостей району його формування і рухаються як єдине ціле.

    Протяжність повітряної маси може становити тисячі кілометрів, а нагору вона може простягатися до верхньої межі тропосфери.

    Повітряні маси за швидкістю переміщення поділяють на дві групи: рухомі та місцеві. Рухоміповітряні маси залежно від температури підстилаючої поверхні поділяються на теплі та холодні. Тепла повітряна маса - що рухається на холодну поверхню, що підстилає, холодна маса - що рухається на більш теплу поверхню. Місцеві повітряні маси - це повітряні маси, які тривалий час не змінюють своє географічне розташування. Вони можуть бути стійкими та нестійкими залежно від сезону, а також сухими та вологими.

    Виділяють чотири основні типи повітряних мас: екваторіальні, тропічні, помірні, арктичні (антарктичні). Крім того, кожен з типів поділяється на підтипи: морські та континентальні, що різняться між собою за вологістю. Наприклад, морська арктична маса формується над північними морями - Баренцевим і Білим морем, характеризується, як і континентальна повітряна маса, але з трохи підвищеною вологістю (Див. рис. 1).

    Мал. 1. Район формування арктичних повітряних мас

    Клімат Росії формує у тому чи іншою мірою все повітряні маси, крім екваторіальної.

    Розглянемо властивості різних мас, що циркулюють на території нашої країни. Арктичнаповітряна маса формується переважно над Арктикою у полярних широтах, характеризується низькими температурами взимку та влітку. Їй властива низька абсолютна вологість та висока відносна. Ця повітряна маса панує цілий рік в арктичному поясі, а взимку переміщається у субарктику. Помірнаповітряна маса формується в помірних широтах, де в залежності від пори року змінюється температура: влітку відносно висока, взимку відносно низька. По сезонах року від місця формування залежить і вологість. Ця повітряна маса панує у помірному поясі. Почасти, на території Росії переважають тропічніповітряних мас. Вони формуються у тропічних широтах і мають високу температуру. Абсолютна вологість залежить від місця формування, а відносна вологість зазвичай низька (Див. рис. 2).

    Мал. 2. Характеристика повітряних мас

    Проходження різних повітряних мас біля Росії обумовлює різницю у погодах. Наприклад, всі "хвилі холоду" на території нашої країни, що приходять з півночі, - це арктичні повітряні маси, а на південь європейської частини приходять тропічні повітряні маси малої Азії або, іноді, з півночі Африки (саме вони приносять спекотну, суху погоду).

    Розглянемо, як повітряні маси циркулюють територією нашої країни.

    Циркуляція атмосфери- Це система рухів мас повітря. Розрізняють загальну циркуляцію атмосфери в масштабі всієї земної кулі та місцеву циркуляцію атмосфери над окремими територіями та акваторіями.

    Процес циркуляції повітряних мас забезпечує територію вологою, і навіть впливає температуру. Повітряні маси переміщуються під впливом центрів атмосферного тиску, а центри змінюються залежно від пори року. Саме тому змінюються напрями панівних вітрів, які приносять повітряні маси на територію нашої країни. Наприклад, Європейська Росія та західні райони Сибіру перебувають під впливом постійних західних вітрів. З ними надходять морські помірні повітряні маси помірних широт. Вони формуються над Атлантикою (Див. рис. 3).

    Мал. 3. Рух морських помірних повітряних мас

    Коли слабшає західне перенесення, з північними вітрами приходить арктична повітряна маса. Вона приносить різке похолодання, ранні осінні та пізні весняні заморозки. (Див. рис. 4).

    Мал. 4. Рух Арктичної повітряної маси

    Континентальне тропічне повітря на територію азіатської частини нашої країни приходить із Середньої Азії або з Північного Китаю, а до європейської частини країни приходить з півострова Мала Азія або навіть з Північної Африки, але частіше таке повітря формується на території Північної Азії, Казахстану, Прикаспійської низовини. Ці території лежать у помірному кліматичному поясі. Однак повітря над ними влітку дуже сильно прогрівається і набуває властивостей тропічної повітряної маси. Континентальна помірна повітряна маса цілий рік переважає в західних районах Сибіру, ​​тому зима тут ясна та морозна, а літо досить тепле. Навіть над Північним Льодовитим океаном у Гренландії бувають зими теплішими.

    Через сильне охолодження над азіатською частиною нашої країни у Східному Сибіру формується область сильного охолодження (область високого тиску - ). Його центр розташовується в районах Забайкалля, республіці Тива та Північної Монголії. Дуже холодне континентальне повітря розтікається від нього в різні боки. Він поширює свій вплив на великі території. Один його напрямок - це північний схід аж до Чукотського узбережжя, другий - на захід через Північний Казахстан та південь Руської (Східноєвропейської) рівнини приблизно до 50º пн.ш. Встановлюється ясна та морозна погода з невеликою кількістю снігу. Влітку через прогрівання азіатський максимум (сибірський антициклон) зникає та встановлюється знижений тиск (Див. рис. 5).

    Мал. 5. Сибірський антициклон

    Сезонне чергування областей високого та низького тиску формує Далекому Сході мусонну циркуляцію атмосфери. Важливо уявляти собі, що, проходячи по певних територіях, повітряні маси можуть змінюватися в залежності від якості поверхні, що підстилає. Цей процес називається трансформацією повітряних мас. Наприклад, арктична повітряна маса, будучи сухою та холодною, проходячи територією Східно-Європейської (Руської) рівнині нагрівається і в районі Прикаспійської низовини стає дуже сухою та спекотною, що є причиною суховіїв.

    Азіатський максимум, або, як його називають, сибірський антициклон - це область підвищеного тиску, яка формується над Центральною Азією та Східним Сибіром. Виявляється взимку і утворюється в результаті вихолоджування території в умовах величезних розмірів і улоговинного рельєфу. У центральній частині максимуму над Монголією та Південним Сибіром тиск у січні іноді досягає 800 мм рт. ст. Це найвищий зафіксований на землі тиск. Взимку сюди тягнеться великий Сибірський антициклон, особливо стійкий з листопада до березня. Зима тут така безвітряна, що при малій сніговості гілки дерев подовгу біліють від «неструмлюваного» снігу. Морози вже з жовтня досягають -20…-30ºС, а січні ж нерідко сягає -60ºC. Середня температура за місяць опускається до -43º, особливо холодно в низинах, де застоюється важке повітря. При безвітрях сильні морози переносяться не так важко, але при -50º вже важко дихається, спостерігаються низові тумани. Такі морози ускладнюють посадку літаків.

    Список літератури

    1. Географія Росії. природа. Населення. 1 ч. 8 клас/В.П. Дронов, І.І. Барінова, В.Я Ром, А.А. Лобжанідзе.
    2. В.Б. Пятунін, Є.А. Митниця. Географія Росії. природа. Населення. 8 клас.
    3. Атлас. Географія Росії. Населення та господарство. - М: Дрофа, 2012.
    4. В.П.Дронов, Л.Є Савельєва. УМК (навчально-методичний комплект) «СФЕРИ». Підручник “Росія: природа, населення, господарство. 8 клас". Атлас.
    1. Кліматоутворюючі фактори та циркуляція атмосфери ().
    2. Властивості повітряних мас, що формують клімат Росії ().
    3. Західне перенесення повітряних мас ().
    4. Повітряні маси ().
    5. Циркуляція атмосфери ().

    Домашнє завдання

    1. Яке перенесення повітряних мас панує нашій країні?
    2. Які властивості мають повітряні маси, і від чого це залежить?