Atmosfääri tsirkulatsioon. Õhuvoolud atmosfääris

Ookeani ja atmosfääri koostoime.

27. Õhumasside ringlemine.

Õhumasside liikumise atmosfääris määravad termiline režiim ja õhurõhu muutused. Planeeti kohal olevate peamiste õhuvoolude kogumit nimetatakse üldine atmosfääri tsirkulatsioon. Peamised suuremahulised atmosfääri liikumised, mis moodustavad atmosfääri üldise tsirkulatsiooni: õhuvoolud, jugavoolud, õhuvoolud tsüklonites ja antitsüklonites, passaattuuled ja mussoonid.

Õhu liikumine maapinna suhtes tuul- ilmneb, kuna õhurõhk õhumassi erinevates kohtades ei ole sama. Üldiselt arvatakse, et tuul on õhu horisontaalne liikumine. Tegelikult ei liigu õhk tavaliselt Maa pinnaga paralleelselt, vaid väikese nurga all, sest. Atmosfäärirõhk varieerub nii horisontaalselt kui ka vertikaalselt. Tuule suund (põhja, lõuna jne) näitab, millisest suunast tuul puhub. Tuule tugevus viitab selle kiirusele. Mida kõrgem see on, seda tugevam on tuul. Tuule kiirust mõõdetakse meteoroloogiajaamades 10 meetri kõrgusel Maast meetrites sekundis. Praktikas hinnatakse tuule jõudu punktides. Iga punkt vastab kahele või kolmele meetrile sekundis. Tuuletugevusega 9 punkti peetakse seda juba tormiks ja 12 punktiga - orkaaniks. Üldine mõiste "torm" tähendab igasugust väga tugevat tuult, olenemata punktide arvust. Tugeva tuule kiirus, näiteks troopilise orkaani ajal, saavutab tohutud väärtused - kuni 115 m/s või rohkem. Tuul tugevneb keskmiselt kõrgusega. Maa pinnal vähendab selle kiirust hõõrdumine. Talvel on tuule kiirus üldiselt suurem kui suvel. Suurimaid tuulekiirusi täheldatakse parasvöötme ja polaarsetel laiuskraadidel troposfääris ja madalamas stratosfääris.

Ei ole päris selge, kuidas tuule kiirus mandrite kohal madalal (100–200 m) muutub. siin saavutavad tuule kiirused oma kõrgeimad väärtused pärastlõunal ja madalaimad öösel. Seda on kõige paremini näha suvel.

Kesk-Aasia kõrbetes puhuvad päeval väga tugevad, kuni tormised tuuled, öösel on täielik tuulevaikus. Kuid juba 150–200 m kõrgusel on täiesti vastupidine pilt: maksimaalne kiirus öösel ja minimaalne päeval. Sama pilti täheldatakse nii suvel kui talvel parasvöötme laiuskraadidel.

Puhakas tuul võib lennuki- ja helikopteripilootidele palju probleeme tuua. Erinevates suundades liikuvad õhujoad, põrutustes, puhangutes, kas nõrgenedes või intensiivistudes, tekitavad õhusõidukite liikumisele suure takistuse – tekib sahin – normaalse lennu ohtlik rikkumine.

Nimetatakse tuuli, mis puhuvad kuiva mandri mäeahelikest sooja mere suunas bora. See on tugev, külm ja puhanguline tuul, mis puhub tavaliselt külmal aastaajal.

Bora on paljudele tuntud Novorossiiski piirkonnas Musta mere ääres. Siin luuakse sellised looduslikud tingimused, et boora kiirus võib ulatuda 40 ja isegi 60 m/s ning õhutemperatuur langeb miinus 20°C-ni. Bora esineb kõige sagedamini septembrist märtsini, keskmiselt 45 päeva aastas. Mõnikord olid selle tagajärjed järgmised: sadam külmus, laevad, hooned, muldkeha kattusid jääga, majadelt rebiti katuseid, läksid ümber vagunid, paiskusid laevad kaldale. Borat täheldatakse ka teistes Venemaa piirkondades - Baikalil, Novaja Zemljal. Bora on tuntud Prantsusmaa Vahemere rannikul (kus seda nimetatakse mistraliks) ja Mehhiko lahes.

Mõnikord tekivad atmosfääri kiire spiraalse õhu liikumisega vertikaalsed keerised. Neid pööriseid nimetatakse tornaadodeks (Ameerikas nimetatakse neid tornaadodeks). Tornaado läbimõõt on mitukümmend meetrit, mõnikord kuni 100–150 m. Õhukiirust on tornaado sees äärmiselt raske mõõta. Vastavalt tornaado tekitatud kahjustuste iseloomule võivad hinnangulised kiirused olla 50–100 m/s ja eriti tugevates pööristes kuni 200–250 m/s suure vertikaalkiiruse komponendiga. Tõusva tornaadosamba keskel langeb rõhk mitmekümne millibaari võrra. Tavaliselt kasutatakse sünoptilises praktikas rõhu määramiseks millibaare (koos elavhõbeda millimeetritega). Varraste (millibaaride) teisendamiseks mm-deks. elavhõbedasammas, on olemas spetsiaalsed tabelid. SI-süsteemis mõõdetakse atmosfäärirõhku hektopaskalites. 1hPa=10 2 Pa=1mb=10 -3 baari.

Tornaadod eksisteerivad lühikest aega - mõnest minutist mitme tunnini. Kuid isegi selle lühikese ajaga saavad nad palju vaeva. Kui tornaado läheneb hoonetele (maa kohal nimetatakse tornaadod mõnikord verehüübeteks), põhjustab hoone sees ja verehüübe keskel oleva rõhu erinevus selleni, et hooned tunduvad seestpoolt plahvatavat - seinad on hävib, aknad ja raamid lendavad välja, katused rebitakse maha, mõnikord ei saa see läbi ilma inimohvriteta. Mõnikord tõstab tornaado õhku inimesi, loomi ja erinevaid esemeid ning viib need kümnete või isegi sadade meetrite kõrgusele. Oma liikumisel liiguvad tornaadod mitukümmend kilomeetrit mere kohal ja veelgi enam - üle maismaa. Tornaadode hävitav jõud mere kohal on väiksem kui maismaa kohal. Euroopas on verehüübed haruldased, sagedamini esinevad need Venemaa Aasia osas. Kuid tornaadod on eriti sagedased ja hävitavad Ameerika Ühendriikides. Lisateavet tornaadode ja tornaadode kohta leiate meie veebisaidi jaotisest.

Atmosfäärirõhk on väga muutlik. See sõltub õhusamba kõrgusest, tihedusest ja raskuskiirendusest, mis varieerub sõltuvalt geograafilisest laiuskraadist ja kõrgusest merepinnast. Õhu tihedus on mass selle ruumalaühiku kohta. Niiske ja kuiva õhu tihedus erineb märgatavalt ainult kõrgel temperatuuril ja kõrge õhuniiskuse korral. Temperatuuri langedes tihedus suureneb, kõrgusega väheneb õhutihedus aeglasemalt kui rõhk. Õhutihedust tavaliselt ei mõõdeta otse, vaid arvutatakse võrrandite põhjal, mis põhinevad temperatuuri ja rõhu mõõdetud väärtustel. Kaudselt mõõdetakse õhutihedust Maa tehissatelliitide aeglustumise, aga ka meteoroloogiliste rakettide tekitatud naatriumauru tehispilvede leviku vaatluste põhjal.

Euroopas on õhu tihedus Maa pinnal 1,258 kg/m3, 5 km kõrgusel - 0,735, 20 km kõrgusel - 0,087 ja 40 km kõrgusel - 0,004 kg/m3.

Mida lühem on õhusammas, s.t. mida kõrgem koht, seda väiksem on surve. Kuid õhutiheduse vähenemine kõrgusega raskendab seda sõltuvust. Võrrandit, mis väljendab rõhu ja kõrguse muutumise seadust puhkeatmosfääris, nimetatakse staatika põhivõrrandiks. Sellest järeldub, et kõrguse kasvades on rõhu muutus negatiivne ning samale kõrgusele tõustes on rõhulang seda suurem, mida suurem on õhutihedus ja gravitatsioonikiirendus. Peamine roll on siin õhutiheduse muutumisel. Staatika põhivõrrandist saab välja arvutada vertikaalse rõhugradiendi väärtuse, mis näitab rõhu muutust liikumisel kõrgusühiku kohta, s.o. rõhu langus vertikaalkauguse ühiku kohta (mb/100 m). Rõhugradient on jõud, mis liigutab õhku. Lisaks rõhugradiendi jõule atmosfääris on inertsijõud (Coriolise jõud ja tsentrifugaaljõud), samuti hõõrdejõud. Kõiki õhuvoolusid käsitletakse Maa suhtes, mis pöörleb ümber oma telje.

Atmosfäärirõhu ruumilist jaotust nimetatakse baariväljaks. See on võrdse rõhuga pindade ehk isobaariliste pindade süsteem.

Isobaarsete pindade vertikaallõige tsükloni (H) ja antitsükloni (B) kohal.
Pinnad tõmmatakse läbi võrdsete rõhuvahemike p.

Isobaarsed pinnad ei saa olla üksteise ja maapinnaga paralleelsed, sest temperatuur ja rõhk muutuvad pidevalt horisontaalsuunas. Seetõttu on isobaarilised pinnad mitmekesise välimusega – madalatest allapoole painutatud „lohistest“ kuni ülespoole kaarduvate venitatud „künkadeni“.

Kui horisontaaltasapind lõikub isobaariliste pindadega, saadakse kõverad - isobaarid, s.o. jooned, mis ühendavad samade rõhuväärtustega punkte.

Isobar-kaarte, mis on koostatud kindlal ajahetkel tehtud vaatlustulemuste põhjal, nimetatakse sünoptilisteks kaartideks. Isobar kaarte, mis on koostatud pikaajaliste keskmiste andmete põhjal kuu, aastaaja, aasta kohta, nimetatakse klimatoloogilisteks.

Isobaarse pinna 500 mb absoluutse topograafia pikaajalised keskmised kaardid detsember-veebruar.
Kõrgused geopotentsiaalide dekameetrites.

Sünoptilistel kaartidel võetakse isobaaride vahele intervall 5 hektopaskalit (hPa).

Piiratud ala kaartidel võivad isobaarid katkeda, kuid kogu maakera kaardil on iga isobaar loomulikult suletud.

Kuid isegi piiratud kaardil on sageli suletud isobaarid, mis piiravad madala või kõrge rõhuga piirkondi. Madalrõhualad keskel on tsüklonid, ja suhteliselt kõrge rõhuga alad on antitsüklonid.

Tsükloni all mõeldakse tohutu keeristorm atmosfääri alumises kihis, mille keskmes on õhurõhk vähenenud ja õhumasside liikumine ülespoole. Tsüklonis tõuseb rõhk tsentrist perifeeriasse ning õhk liigub põhjapoolkeral vastupäeva ja lõunapoolkeral päripäeva. Õhu liikumine ülespoole viib pilvede ja sademete tekkeni. Kosmosest vaadatuna näevad tsüklonid välja nagu keerlevad pilvespiraalid parasvöötme laiuskraadidel.

Antitsüklon on kõrge rõhuga piirkond. See toimub samaaegselt tsükloni arenguga ja on suletud isobaaridega keeris, mille keskel on kõrgeim rõhk. Antitsüklonis puhuvad tuuled põhjapoolkeral päripäeva ja lõunapoolkeral vastupäeva. Antitsüklonis toimub alati õhu liikumine allapoole, mis takistab võimsate pilvede tekkimist ja pikaajalisi sademeid.

Seega taandub atmosfääri laiaulatuslik tsirkulatsioon parasvöötme laiuskraadidel pidevalt tsüklonite ja antitsüklonite tekkele, arengule, liikumisele ning seejärel nõrgenemisele ja kadumisele. Eespool tekkivad tsüklonid, mis eraldavad sooja ja külma õhumassi, liiguvad pooluste poole, s.o. kanda sooja õhku polaarlaiuskraadidele. Vastupidi, tsüklonite tagumises osas külmas õhumassis tekkivad antitsüklonid liiguvad subtroopilistele laiuskraadidele, kandes sinna külma õhku.

Venemaa Euroopa territooriumil toimub aastas keskmiselt 75 tsüklonit. Tsükloni läbimõõt ulatub 1000 km-ni või rohkemgi. Euroopas on aastas keskmiselt 36 antitsüklonit, millest mõnel on rõhk keskmes üle 1050 hPa. Keskmine rõhk põhjapoolkeral merepinnal on 1013,7 hPa ja lõunapoolkeral 1011,7 hPa.

Jaanuaris täheldatakse Atlandi ja Vaikse ookeani põhjaosas madalrõhualasid, nn islandi ja Aleuudi depressioonid. depressioon, või rõhu miinimumid, mida iseloomustavad minimaalsed rõhu väärtused - keskmiselt umbes 995 hPa.

Aasta samal perioodil tekivad Kanada ja Aasia kohale kõrgrõhualad, mida nimetatakse Kanada ja Siberi antitsükloniteks. Kõrgeim rõhk (1075–1085 hPa) registreeritakse Jakuutias ja Krasnojarski territooriumil ning minimaalne rõhk on registreeritud taifuunides Vaikse ookeani kohal (880–875 hPa).

Tsüklonite sageli esinevates piirkondades täheldatakse depressioone, mis ida ja kirde suunas liikudes täituvad järk-järgult ja annavad teed antitsüklonitele. Aasia ja Kanada antitsüklonid tekivad Euraasia ja Põhja-Ameerika tohutute mandrite nende laiuskraadide tõttu. Nendes piirkondades domineerivad talvel antitsüklonid tsüklonitest.

Suvel muutub nende mandrite kohal barikavälja ja tsirkulatsiooni skeem radikaalselt ning põhjapoolkera tsüklonite tekkevöönd nihkub kõrgematele laiuskraadidele.

Lõunapoolkera parasvöötme laiuskraadidel kohtuvad tsüklonid, mis kerkivad ookeanide ühtlase pinna kohal, liikudes kagusse, Antarktika jääga ja peatuvad siin, mille keskpunktides on madal õhurõhk. Talvel ja suvel ümbritseb Antarktikat madalrõhuvöö (985–990 hPa).

Subtroopilistel laiuskraadidel on atmosfääri ringlus ookeanide kohal ning mandrite ja ookeanide kokkupuutealadel erinev. Atlandi ja Vaikse ookeani kohal mõlema poolkera subtroopikas on kõrgrõhualad: need on Assooride ja Atlandi ookeani lõunaosa subtroopilised antitsüklonid (ehk barikamadalad) Atlandi ookeanis ning Hawaii ja Vaikse ookeani lõunaosa subtroopilised antitsüklonid Vaikses ookeanis.

Ekvatoriaalpiirkond saab pidevalt suurima koguse päikesesoojust. Seetõttu hoitakse ekvatoriaalsetel laiuskraadidel (kuni 10 ° põhja- ja lõunalaiust piki ekvaatorit) aastaringselt alandatud atmosfäärirõhk ning troopilistel laiuskraadidel 30–40 ° N. ja y.sh. - suurenenud, mille tulemusena tekivad pidevad õhuvoolud, mis on suunatud troopikast ekvaatorile. Neid õhuvoolusid nimetatakse passaattuuled. Passaadituuled puhuvad aastaringselt, muutes nende intensiivsust vaid ebaolulistes piirides. Need on Maa kõige stabiilsemad tuuled. Horisontaalse baric gradiendi jõud suunab õhuvoolud kõrgrõhualadelt madalrõhualadele meridionaalses suunas, s.t. lõuna ja põhja. Märkus. Horisontaalne baariline gradient on rõhu erinevus kaugusühiku kohta piki isobaari normaalset.

Kuid pasaattuulte meridionaalne suund muutub kahe inertsijõu - Maa pöörlemisjõu (Coriolise jõud) ja tsentrifugaaljõu - ning ka õhu hõõrdejõu mõjul maapinnale. Coriolise jõud mõjub igale kehale, mis liigub mööda meridiaani. Olgu 1 kg õhku põhjapoolkeral laiuskraadil µ ja hakkab kiirusega liikuma V mööda meridiaani põhja poole. Sellel kilogrammil õhul, nagu igal kehal Maal, on lineaarne pöörlemiskiirus U=ωr, kus ω on Maa pöörlemise nurkkiirus ja r on kaugus pöörlemisteljest. Inertsiseaduse kohaselt säilitab see kilogramm õhku lineaarse kiiruse U, mis tal laiuskraadil oli µ . Põhja poole liikudes satub ta kõrgematele laiuskraadidele, kus pöörlemisraadius on väiksem ja Maa pöörlemise joonkiirus väiksem. Seega ületab see keha liikumatuid kehasid, mis asuvad samal meridiaanil, kuid kõrgematel laiuskraadidel.

Vaatleja jaoks näeb see välja nagu selle keha kõrvalekaldumine paremale mõne jõu mõjul. See jõud on Coriolise jõud. Sama loogika järgi kaldub lõunapoolkeral kilogramm õhku liikumissuunast vasakule. 1 kg õhule mõjuva Coriolise jõu horisontaalkomponent on SC=2wVsinY. See suunab õhku kõrvale, toimides kiirusvektori V suhtes täisnurga all. Põhjapoolkeral suunab see selle vektori paremale ja lõunapoolkeral vasakule. Valemist järeldub, et Coriolise jõudu ei teki, kui keha on puhkeasendis, s.t. see töötab ainult siis, kui õhk liigub. Maa atmosfääris on horisontaalse barikagradiendi ja Coriolise jõu väärtused samas järjekorras, nii et mõnikord tasakaalustavad need üksteist peaaegu. Sellistel juhtudel on õhu liikumine peaaegu sirgjooneline ja see ei liigu mitte mööda rõhugradienti, vaid piki isobaari või selle lähedale.

Õhuvoolud atmosfääris on tavaliselt keerise iseloomuga, seetõttu mõjub sellise liikumise korral igale õhumassiühikule tsentrifugaaljõud. P=V/R, kus V on tuule kiirus ja R on liikumistrajektoori kõverusraadius. Atmosfääris on see jõud alati väiksem kui barigradiendi jõud ja jääb seetõttu nii-öelda "kohalikuks" jõuks.

Mis puudutab hõõrdejõudu, mis tekib liikuva õhu ja Maa pinna vahel, siis see aeglustab tuule kiirust teatud määral. See juhtub nii: madalamad õhuhulgad, mis on maapinna ebatasasuse tõttu oma horisontaalkiirust vähendanud, kanduvad madalamatelt tasanditelt ülespoole. Seega kandub maapinna hõõrdumine ülespoole, nõrgenedes järk-järgult. Tuule kiiruse aeglustumist on märgata nn planetaarne piirkiht, mis on 1,0–1,5 km. üle 1,5 km on hõõrdumise mõju tähtsusetu, seetõttu nimetatakse kõrgemaid õhukihte vaba õhkkond.

Ekvatoriaalvööndis on Maa pöörlemise lineaarkiirus vastavalt suurim, siin on Coriolise jõud suurim. Seetõttu puhuvad põhjapoolkera troopilises vööndis passaattuuled peaaegu alati kirdest ja lõunapoolkeral kagust.

Ekvatoriaalvööndis on madalrõhkkond pidevalt, talvel ja suvel. Madalrõhuala, mis ümbritseb kogu maakera ekvaatoril, nimetatakse ekvatoriaalne küna.

Mõlema poolkera ookeani kohal jõudu kogudes tormavad kaks teineteise poole liikuvat passaattuult ekvaatorilise lohu keskmesse. Madalrõhuliinil põrkuvad need kokku, moodustades nn intratroopiline lähenemistsoon(konvergents tähendab "konvergentsi"). Selle "konvergentsi" tulemusena toimub õhu liikumine ülespoole ja selle väljavool passaattuulte kohal subtroopikasse. See protsess loob tingimused lähenemistsooni eksisteerimiseks pidevalt, aastaringselt. Vastasel juhul täidaksid passaattuulte koonduvad õhuvoolud lohu kiiresti.

Niiske troopilise õhu tõusvad liikumised viivad võimsa 100–200 km pikkuse rünkpilvede kihi tekkeni, millest sajab troopilisi hoovihmasid. Nii selgub, et intratroopiline lähenemisvöönd muutub kohaks, kus sadu paisub ookeanide kohale passaattuulte kogutud aurudest.

Nii lihtsustatult näeb skemaatiliselt välja pilt atmosfääri ringlusest Maa ekvatoriaalvööndis.

Tuuli, mis muudavad suunda aastaaegadega, nimetatakse mussoonid. Araabiakeelne sõna "mawsin", mis tähendab "hooaega", andis nendele püsivatele õhuvooludele nime.

Mussoonid, erinevalt jugavooludest, esinevad Maa teatud piirkondades, kus kaks korda aastas valitsevad tuuled liiguvad vastassuunas, moodustades suvised ja talvised mussoonid. Suvine mussoon on õhuvool ookeanist mandrile, talvine mussoon aga mandrilt ookeani. Tuntud on troopilised ja ekstratroopilised mussoonid. Kirde-Indias ja Aafrikas ühinevad talvised troopilised mussoonid pasaattuultega, suvised edela-mussoonid hävitavad pasaattuuled täielikult. Kõige võimsamad troopilised mussoonid on täheldatud India ookeani põhjaosas ja Lõuna-Aasias. Ekstratroopilised mussoonid pärinevad tugevatest stabiilsetest kõrgrõhualadest talvel ja madalrõhkkonnaga suvel üle kontinendi.

Tüüpilised on selles osas Venemaa Kaug-Ida, Hiina ja Jaapani piirkonnad. Näiteks Vladivostok, mis asub ekstratroopilise mussooni toime tõttu Sotši laiuskraadil, on talvel külmem kui Arhangelskis ja suvel on seal sageli udu, sademeid, merelt tuleb niisket ja jahedat õhku.

Paljud Lõuna-Aasia troopilised riigid saavad niiskust, mida suvine troopiline mussoon toob tugevate vihmade kujul.

Kõik tuuled on teatud geograafilistes piirkondades atmosfääris esinevate erinevate füüsikaliste tegurite koosmõju tulemus. Kohalikud tuuled on tuuled. Need ilmuvad merede ja ookeanide ranniku lähedale ning neil on igapäevane suunamuutus: päeval puhuvad nad merelt maale ja öösel maismaalt merre. See nähtus on seletatav temperatuuride erinevusega merel ja maismaal erinevatel kellaaegadel. Maa ja mere soojusmahtuvus on erinev. Päeval sooja ilmaga soojendavad päikesekiired maad kiiremini kui merd ning rõhk maa kohal väheneb. Õhk hakkab liikuma madalama rõhu suunas – puhub meretuul. Õhtul juhtub kõik vastupidi. Maa ja õhk selle kohal kiirgavad soojust kiiremini kui meri, rõhk muutub kõrgemaks kui mere kohal ja õhumassid tormavad mere poole - puhudes rannatuul. Tuuled tulevad eriti esile vaikse päikesepaistelise ilmaga, mil neid miski ei sega, s.t. muud õhuvoolud ei asu üksteise peale, mis tuuled kergesti ära uputavad. Tuule kiirus on harva suurem kui 5 m/s, kuid troopikas, kus mere- ja maapinna temperatuuride erinevus on märkimisväärne, puhuvad tuuled kohati 10 m/s. Parasvöötme laiuskraadidel tungivad tuuled territooriumile 25–30 km sügavusele.

Tuuled on tegelikult samad mussoonid, ainult väiksemas ulatuses - neil on igapäevane tsükkel ja suunamuutus sõltub öö ja päeva muutumisest, samal ajal kui mussoonidel on aastane tsükkel ja nad muudavad suunda sõltuvalt aastaajast.

Ookeanihoovused, mis oma teel kohtuvad mandrite rannikuga, jagunevad kaheks haruks, mis on suunatud piki mandrite rannikut põhja ja lõuna poole. Atlandi ookeanis moodustab lõunapoolne haru Brasiilia hoovuse, uhudes Lõuna-Ameerika kaldaid, ja põhjaharu sooja Golfi hoovuse, mis läheb Põhja-Atlandi hoovusse ja Põhja-Kapihoovuse nime all jõuab Koolani. Poolsaar.

Vaikses ookeanis läheb ekvatoriaalhoovuse põhjaharu Kuro-Sivosse.

Oleme varem maininud hooajalist sooja hoovust Ecuadori, Peruu ja Põhja-Tšiili rannikul. Tavaliselt toimub see detsembris (mitte igal aastal) ja põhjustab nende riikide ranniku lähedal kalasaagi järsu vähenemise, kuna soojas vees, mis on kalade peamine toiduressurss, on väga vähe planktonit. Rannikuvee temperatuuri järsk tõus põhjustab rünksajupilvede teket, millest sajab tugevat vihma.

Kalurid nimetasid seda sooja voolu irooniliselt El Ninoks, mis tähendab "jõulukingitus" (hispaania keelest el ninjo - beebi, poiss). Kuid me tahame rõhutada mitte Tšiili ja Peruu kalurite emotsionaalset taju sellest nähtusest, vaid selle füüsilist põhjust. Fakt on see, et veetemperatuuri tõusu Lõuna-Ameerika ranniku lähedal ei põhjusta mitte ainult soe hoovus. Muutused üldises olukorras "ookeani-atmosfääri" süsteemis Vaikse ookeani avarustes toob kaasa ka atmosfääriprotsess, mida nimetatakse " Lõuna võnkumine". See protsess, mis toimib koos hoovustega, määrab kõik troopikas esinevad füüsikalised nähtused. Kõik see kinnitab, et õhumasside ringlemine atmosfääris, eriti üle Maailma ookeani pinna, on keeruline, mitmemõõtmeline protsess. Kuid kogu õhuvoolude keerukuse, liikuvuse ja varieeruvuse juures on siiski olemas teatud mustrid, mille tõttu Maa teatud piirkondades korduvad aasta-aastalt peamised suuremahulised ja ka kohalikud atmosfääriringluse protsessid.

Peatüki lõpetuseks toome mõned näited tuuleenergia kasutamisest. Inimesed on tuuleenergiat kasutanud juba ammusest ajast, sellest ajast, kui nad õppisid merel sõitma. Siis olid tuulikud ja hiljem - tuulemootorid - elektriallikad. Tuul on igavene energiaallikas, mille varud on mõõtmatud. Kahjuks on tuule kasutamine elektrienergia allikana selle kiiruse ja suuna muutlikkuse tõttu väga keeruline. Tuulikute abil on aga saanud võimalikuks tuuleenergia päris otstarbekas kasutamine. Tuuleveski labad panevad selle peaaegu alati "nina" tuule käes hoidma. Kui tuul on piisavalt tugev, läheb vool otse tarbijateni: valgustuseks, külmutusseadmeteks, erineva otstarbega seadmetele ja akude laadimiseks. Kui tuul vaibub, kannavad akud kogunenud elektri võrku.

Arktika ja Antarktika teadusjaamades annab tuulikute elekter valgust ja soojust, tagab raadiojaamade ja teiste elektritarbijate töö. Muidugi on igas teadusjaamas diiselgeneraatorid, mille jaoks peab teil olema pidev kütusevarustus.

Esimesed navigaatorid kasutasid tuule jõudu spontaanselt, võtmata arvesse tuulte ja ookeanihoovuste süsteemi. Nad lihtsalt ei teadnud sellise süsteemi olemasolust midagi. Teadmisi tuulte ja hoovuste kohta on kogunenud sajandite ja isegi aastatuhandete jooksul.

Üks kaasaegseid oli Hiina meresõitja Zheng He aastatel 1405–1433. juhtis mitmeid ekspeditsioone, mis läbisid nn suure mussoonitee Jangtse jõe suudmest Indiasse ja Aafrika idarannikule. Teave esimese ekspeditsiooni ulatuse kohta on säilinud. See koosnes 62 laevast 27 800 osalejaga. Purjetamisekspeditsioonidel kasutasid hiinlased oma teadmisi mussoontuulte mustrite kohta. Hiinast läksid nad merele novembri lõpus - detsembri alguses, kui puhub kirdetalvine mussoon. Õiglane tuul aitas neil jõuda Indiasse ja Ida-Aafrikasse. Hiinasse naasid nad mais-juunis, kui kehtestati suvine edela mussoon, mis muutus Lõuna-Hiina meres lõunasse.

Võtame näite meile lähedasemast ajast. See räägib kuulsa Norra teadlase Thor Heyerdahli reisidest. Tuule või õigemini pasaattuulte abil suutis Heyerdahl tõestada oma kahe hüpoteesi teaduslikku väärtust. Esimene hüpotees seisnes selles, et Vaikses ookeanis asuvatel Polüneesia saartel võisid Heyerdahli sõnul kunagi varem asuda Lõuna-Ameerikast pärit immigrandid, kes ületasid oma algeliste veesõidukitega olulise osa Vaiksest ookeanist. Need paadid olid balsapuust valmistatud parved, mis on tähelepanuväärsed selle poolest, et pärast pikka vees viibimist ei muuda see oma tihedust ega vaju seetõttu ära.

Peruulased on neid parvesid kasutanud tuhandeid aastaid, isegi enne inkade impeeriumi. Thor Heyerdahl sidus 1947. aastal parve suuri balsapalke ja andis sellele nimeks "Kon-Tiki", mis tähendab Päikese-Tiki - polüneeslaste esivanemate jumalust. Võttes oma parve pardale viis seiklejat, asus ta Callaost (Peruu) Polüneesiasse teele. Reisi alguses kandis parv Peruu hoovust ja kagupasaattuult ning seejärel hakkas tööle Vaikse ookeani ida pasaattuul, mis puhus peaaegu kolm kuud katkestusteta regulaarselt läände ja 101 päeva pärast. Kon-Tiki jõudis ohutult ühele Tuamotu saarestiku (praegu Prantsuse Polüneesia) saarele.

Heyerdahli teine hüpotees oli, et ta pidas täiesti võimalikuks olmeekide, asteekide, maiade ja teiste Kesk-Ameerika hõimude kultuuri kandumist Vana-Egiptusest. See oli teadlase sõnul võimalik, kuna kunagi ammustel aegadel seilati papüüruspaatidega üle Atlandi ookeani. Pasaattuuled aitasid Heyerdahlil ka selle hüpoteesi paikapidavust tõestada.

Koos mõttekaaslaste rühmaga tegi ta kaks reisi papüüruslaevadel "Ra-1" ja "Ra-2". Esimene paat ("Ra-1") lagunes enne Ameerika rannikule jõudmist mitmekümne kilomeetri kaugusele. Meeskond oli tõsises ohus, kuid kõik läks hästi. Teiseks reisiks mõeldud paadi ("Ra-2") kudusid "kõrgklassi spetsialistid" - Kesk-Andidest pärit indiaanlased. Safi (Maroko) sadamast väljudes ületas papüüruspaat "Ra-2" 56 päeva pärast Atlandi ookeani ja jõudis Barbadose saarele (umbes 300-350 km Venezuela rannikust), olles läbinud 6100 km. . Algul vedas paati kirdepasaate ja alates ookeani keskpaigast ida pasaattuul.

Heyerdahli teise hüpoteesi teaduslikkus on tõestatud. Kuid tõestati ka midagi muud: vaatamata reisi edukale tulemusele ei sobi papüüruse, pilliroo, pilliroo või muude veetaimede kimpudest kinni seotud paat ookeanis ujumiseks. Sellist "laevaehitusmaterjali" ei tohiks kasutada, nagu see saab kiiresti märjaks ja vajub vette. No kui ikka leidub amatööre, kelle kinnisideeks on soov mõne eksootilise veesõidukiga üle ookeani ujuda, siis pidage meeles, et balsa puidust parv on töökindlam kui papüüruspaat ja ka seda, et selline teekond on alati ja igal juhul ohtlik.

Õhumasside liikumine peaks viima ennekõike õhu- ja temperatuurigradientide tasandamiseni. Kuid meie pöörleval planeedil, millel on maapinna erinevad soojusmahtuvusomadused, erinevad maa, merede ja ookeanide soojusvarud, soojade ja külmade ookeanihoovuste olemasolu, polaar- ja mandrijää, on protsessid väga keerulised ja sageli ka soojuse sisaldus. erinevate õhumasside kontrastid mitte ainult ei silu, vaid vastupidi, suurenevad.[ ...]

Õhumasside liikumise Maa pinna kohal määravad paljud põhjused, sealhulgas planeedi pöörlemine, selle pinna ebaühtlane kuumenemine Päikese toimel, madala (tsüklonid) ja kõrge (antitsüklonid) rõhuga tsoonide teke, lamedad või mägine maastik ja palju muud. Lisaks on erinevatel kõrgustel õhuvoolude kiirus, stabiilsus ja suund väga erinev. Seetõttu toimub atmosfääri erinevatesse kihtidesse sattuvate saasteainete ülekanne erineva kiirusega ja mõnikord ka teistes suundades kui pinnakihis. Kõrge energiaga, kuni 10–20 km kaugusele sattunud saaste, mis on seotud väga tugevate heitkogustega, võivad atmosfääri kihid liikuda tuhandeid kilomeetreid mõne päeva või isegi tunni jooksul. Nii vaadeldi 1883. aastal Indoneesias Krakatau vulkaani plahvatuse tagajärjel välja paisatud vulkaanilist tuhka omapäraste pilvedena Euroopa kohal. Erineva intensiivsusega radioaktiivne sadenemine langes pärast eriti võimsate vesinikupommide katsetamist peaaegu kogu Maa pinnale.[ ...]

Õhumasside liikumine - planeedi eri piirkondade temperatuuride ja rõhu erinevusest tulenev tuul ei mõjuta mitte ainult õhu enda füüsikalisi ja keemilisi omadusi, vaid ka soojusülekande intensiivsust, niiskuse, rõhu, keemilisi muutusi. õhu koostis, vähendades või suurendades saaste hulka.[ ...]

Õhumasside liikumine võib toimuda nende konvektiivse iseloomuga passiivse liikumise või tuule kujul - Maa atmosfääri tsüklonilise aktiivsuse tõttu. Esimesel juhul on tagatud eoste, õietolmu, seemnete, mikroorganismide ja väikeloomade asustamine, kellel on selleks spetsiaalsed kohandused - anemokoorid: väga väikesed mõõtmed, langevarjulaadsed lisandid jne (joonis 2.8). Kogu seda organismide massi nimetatakse aeroplanktoniks. Teisel juhul kannab tuul ka aeroplanktonit, kuid palju pikemate vahemaade tagant, samas võib ta kanda ka saasteaineid uutesse tsoonidesse jne.[ ...]

Õhumasside liikumine (tuul). Teatavasti on tuulevoolude tekke ja õhumasside liikumise põhjuseks maapinna erinevate osade ebaühtlane kuumenemine, mis on seotud rõhulangustega. Tuulevool on suunatud madalama rõhu poole, kuid Maa pöörlemine mõjutab ka õhumasside ringlust globaalses mastaabis. Pinnapealses õhukihis mõjutab õhumasside liikumine kõiki keskkonna meteoroloogilisi tegureid, s.o kliimat, sealhulgas temperatuuri, niiskust, aurumist maa- ja merepinnalt, aga ka taimede transpiratsiooni.[ ...]

ANOMAALNE TÜKLONI LIIKUMINE. Tsükloni liikumine tavapärasest järsult lahknevas suunas, st horisondi idapoolsest poolest läände või mööda meridiaani. A.P.C seostatakse juhtiva voolu anomaalse suunaga, mis omakorda on tingitud sooja ja külma õhumassi ebatavalisest jaotumisest troposfääris.[ ...]

ÕHUMASSI MUUTMINE. 1. Õhumassi omaduste järkjärguline muutumine selle liikumisel aluspinna tingimuste muutumise tõttu (suhteline transformatsioon).[ ...]

Kolmas õhumasside liikumise põhjus on dünaamiline, mis aitab kaasa kõrgrõhualade tekkele. Tänu sellele, et kõige rohkem soojust tuleb ekvatoriaalvööndisse, tõusevad õhumassid siin kuni 18 km kõrgusele. Seetõttu täheldatakse intensiivset kondenseerumist ja sademeid troopiliste hoovihmade näol. Niinimetatud "hobuse" laiuskraadidel (umbes 30° N ja 30° S) imavad adiabaatiliselt laskuvad ja kuumenevad külmad kuivad õhumassid intensiivselt niiskust. Seetõttu tekivad nendel laiuskraadidel looduslikult planeedi peamised kõrbed. Need tekkisid peamiselt mandrite läänepoolsetes osades. Ookeanilt tulevad läänetuuled ei sisalda piisavalt niiskust, et laskuvasse kuiva õhku üle kanduda. Seetõttu on sademeid väga vähe.[ ...]

Ilmaprognooside tegemisel on suur tähtsus õhumasside tekkel ja liikumisel, tsüklonite ja antitsüklonite paiknemisel ja trajektooril. Sünoptiline kaart annab visuaalse ülevaate ilmastiku hetkeseisust suurel territooriumil.[ ...]

ILMA ÜLEKANDMINE. Teatud ilmastikutingimuste liikumine koos nende "kandjatega" – õhumassid, frondid, tsüklonid ja antitsüklonid.[ ...]

Kitsas õhumassi eraldavas piiriribas tekivad frontaalsed tsoonid (frondid), mida iseloomustab meteoroloogiliste elementide ebastabiilne seisund: temperatuur, rõhk, niiskus, tuule suund ja kiirus. Siin avaldub erakordse selgusega füüsikalise geograafia kõige olulisem keskkondade kontrasti põhimõte, mis väljendub aine ja energia vahetuse järsus aktiveerumises erinevate omadustega looduslike komplekside kokkupuutetsoonis (kontaktis). nende komponendid (F. N. Milkov, 1968). Aktiivne aine- ja energiavahetus õhumasside vahel frontaalvööndites avaldub selles, et just siin toimub tsüklonite tekkimine, liikumine koos samaaegse võimsuse suurenemisega ja lõpuks ka väljasuremine.[ ...]

Päikeseenergia põhjustab õhumasside planeetide liikumist nende ebaühtlase kuumenemise tagajärjel. Tekivad suurejoonelised atmosfääriringluse protsessid, mis on rütmilist laadi.[ ...]

Kui õhumasside turbulentse liikumisega vabas atmosfääris see nähtus märgatavat rolli ei mängi, siis statsionaarses või väheliikuvas siseõhus tuleks seda erinevust arvestada. Erinevate kehade pinna vahetusse lähedusse tekib meil kiht negatiivsete õhuioonide ülejäägiga, samas kui ümbritsev õhk on rikastatud positiivsete õhuioonidega.[ ...]

Mitteperioodilisi ilmamuutusi põhjustab õhumasside liikumine ühest geograafilisest piirkonnast teise üldises atmosfääriringluse süsteemis.[ ...]

Tänu sellele, et suurtel kõrgustel ulatub õhumasside liikumiskiirus 100 m/sek, võivad magnetväljas liikuvad ioonid nihkuda, kuigi need nihked on voolus ülekandega võrreldes tähtsusetud. Meie jaoks on oluline, et polaarvööndites, kus Maa magnetvälja jõujooned on selle pinnal suletud, on ionosfääri moonutused väga olulised. Ioonide, sealhulgas ioniseeritud hapniku hulk polaaralade atmosfääri ülemistes kihtides väheneb. Kuid pooluste piirkonna madala osoonisisalduse peamiseks põhjuseks on päikesekiirguse madal intensiivsus, mis langeb isegi polaarpäeval väikese nurga all horisondi suhtes ja puudub polaaröö ajal täielikult. Iseenesest pole osoonikihi sõelumisroll polaaraladel nii oluline just Päikese madala asendi tõttu horisondi kohal, mis välistab pinna suure UV-kiirguse intensiivsuse. Osoonikihi polaarsete "aukude" pindala on aga usaldusväärne näitaja atmosfääri koguosoonisisalduse muutustest.[ ...]

Veemasside translatiivseid horisontaalseid liikumisi, mis on seotud märkimisväärse veekoguse liikumisega pikkadel vahemaadel, nimetatakse hoovusteks. Hoovused tekivad erinevate tegurite mõjul, nagu tuul (s.o. liikuvate õhumasside hõõrdumine ja rõhk veepinnal), atmosfäärirõhu jaotumise muutused, merevee tiheduse ebaühtlane jaotus (s.o. vete horisontaalne rõhugradient). erineva tihedusega võrdsel sügavusel), Kuu ja Päikese loodet tekitavad jõud. Veemasside liikumise olemust mõjutavad oluliselt ka sekundaarsed jõud, mis ise seda ei põhjusta, vaid avalduvad ainult liikumise olemasolul. Nende jõudude hulka kuuluvad jõud, mis tekib Maa pöörlemise tõttu - Coriolise jõud, tsentrifugaaljõud, mandrite põhja ja ranniku vete hõõrdumine, sisehõõrdumine. Merehoovustele on suur mõju maa ja mere jaotus, põhja topograafia ja rannikute piirjooned. Voolusid klassifitseeritakse peamiselt päritolu järgi. Sõltuvalt neid ergastavatest jõududest ühendatakse voolud nelja rühma: 1) hõõrduvad (tuul ja triiv), 2) gradient-gravitatsiooniline, 3) loodete, 4) inertsiaalne.[ ...]

Tuuleturbiine ja purjelaevu paneb liikuma õhumassi liikumine, mis on tingitud päikese kuumutamisest ja õhuvoolude või tuulte tekitamisest. üks.[ ...]

LIIKUMINE JUHTIMINE. Sõnastus tõsiasjast, et õhumasside liikumine ja troposfääri häiringud toimuvad peamiselt isobaaride (isohüpside) ja sellest tulenevalt ka troposfääri ülaosa ja alumise stratosfääri õhuvoolude suunas.[ ...]

See võib omakorda kaasa tuua õhumasside liikumise rikkumise sellise pargi kõrval asuvate tööstusalade läheduses ja õhusaaste suurenemise.[ ...]

Enamik ilmastikunähtusi sõltub sellest, kas õhumassid on stabiilsed või ebastabiilsed. Stabiilse õhuga on vertikaalsed liikumised selles rasked, ebastabiilse õhuga, vastupidi, arenevad need kergesti. Stabiilsuse kriteeriumiks on vaadeldav temperatuurigradient.[ ...]

Hüdrodünaamiline, suletud tüüpi reguleeritava õhkpadja rõhuga, pulsatsiooni summutiga. Struktuuriliselt koosneb see alumise huulega korpusest, kallutusmehhanismiga kollektorist, turbulaatorist, vertikaalse ja horisontaalse liikumise mehhanismiga ülemisest huulest, väljalaskeava profiili peenreguleerimise mehhanismidest koos võimalusega automaatselt juhtida paberilehe põikprofiil. Kasti massiga kokkupuutuvate osade pinnad on hoolikalt poleeritud ja elektropoleeritud.[ ...]

Potentsiaalne temperatuur, erinevalt molekulaartemperatuurist T, jääb sama õhuosakese kuiva adiabaatilise liikumise ajal konstantseks. Kui õhumassi liigutamise käigus on selle potentsiaalne temperatuur muutunud, siis toimub soojuse sisse- või väljavool. Kuiv adiabaat on võrdse potentsiaalse temperatuuriga joon.[ ...]

Kõige tüüpilisem dispersioonijuhtum on gaasijoa liikumine liikuvas keskkonnas, s.o atmosfääri õhumasside horisontaalsel liikumisel.[ ...]

Lühiajalise OS-i võnkumiste peamiseks põhjuseks on 1964. aastal töö autori poolt välja pakutud kontseptsiooni kohaselt ST-telje horisontaalne liikumine, mis on otseselt seotud pikkade lainete liikumisega atmosfääris. Pealegi ei mängi olulist rolli tuule suund stratosfääris vaatluskoha kohal. Teisisõnu, lühiajalised OS-i kõikumised on tingitud õhumasside muutumisest vaatluskoha kohal asuvas stratosfääris, kuna need massid eraldavad ST.[ ...]

Veehoidlate vaba pinna seisukorda mõjutab nende pinna suure pindala tõttu tugevalt tuul. Õhuvoolu kineetiline energia kandub kahe keskkonna vahelisel liidesel hõõrdejõudude kaudu üle veemassidele. Üks osa ülekantud energiast kulub lainete tekkele ning teine osa kasutatakse triivvoolu tekitamiseks, s.o. vee pinnakihtide järkjärguline liikumine tuule suunas. Piiratud suurusega reservuaarides põhjustab veemasside liikumine triivivoolu mõjul vaba pinna moonutamist. Tuulepoolsel rannikul veetase langeb - tekib tuulelaine, tuulealusel rannikul tase tõuseb - tekib tuulelaine. Tsimljanski ja Rybinski veehoidlates registreeriti allatuuliku ja tuulepoolse kalda läheduses 1 m või rohkem taseme erinevusi. Pika tuulega muutub viltu stabiilseks. Veemassid, mis triivivooluga tuulealusele rannikule tuuakse, suunatakse põhjalähedase gradientvooluga vastupidises suunas.[ ...]

Saadud tulemused põhinevad statsionaarsete tingimuste ülesande lahendamisel. Pindala vaadeldavad mastaabid on aga suhteliselt väikesed ja õhumassi liikumisaeg ¿ = l:/u väike, mis võimaldab piirduda vastutuleva õhuvoolu omaduste parameetrilise arvestamisega.[ . ..]

Kuid jäine Arktika tekitab põllumajanduses raskusi mitte ainult külmade ja pikkade talvede tõttu. Külm ja seetõttu dehüdreeritud arktiline: õhumassid ei soojene kevad-suvise liikumise ajal. Mida kõrgem temperatuur, seda rohkem! selle küllastamiseks on vaja niiskust. I. P. Gerasimov ja K. K. Mkov märkisid, et „praegu põhjustab Arktika basseini jääkatte lihtne suurenemine. . . zas; Ukrainas ja Volga piirkonnas” 2.[ ...]

1889. aastal lendas Põhja-Aafrika rannikult üle Punase mere Araabiasse hiiglaslik jaaniussipilv. Putukate liikumine kestis terve päeva ja nende mass oli 44 miljonit tonni. V. I. Vernadsky pidas seda tõsiasja tõendiks elusaine tohutust jõust, elusurve väljendusena, püüdes hõivata kogu Maad. Samal ajal nägi ta selles biogeokeemilist protsessi - jaaniussi biomassi kuuluvate elementide migratsiooni, täiesti erilist rännet - läbi õhu, pikkade vahemaade tagant, mis ei ole kooskõlas õhumasside tavapärase liikumisviisiga. atmosfäär.[ ...]

Seega on peamiseks katabaatiliste tuulte kiirust määravaks teguriks jääkatte ja atmosfääri temperatuuride vahe 0 ning jääpinna kaldenurk. Jahtunud õhumassi liikumist alla Antarktika jääkupli nõlva soodustavad õhumassi kukkumise mõjud jääkupli kõrguselt ja barikagradientide mõju Antarktika kõrgmäestikus. Horisontaalsed baric gradiendid, mis on Antarktikas katabaatiliste tuulte moodustumise element, aitavad kaasa õhu väljavoolu suurenemisele mandri perifeeriasse, peamiselt selle ülejahutuse tõttu jääkilbi pinna ja jää kalde lähedal. kuppel mere poole.[ ...]

Sünoptiliste kaartide analüüs on järgmine. Kaardile kantud teabe järgi tehakse kindlaks atmosfääri tegelik seisund vaatlushetkel: õhumasside ja frontide levik ja iseloom, atmosfäärihäiringute asukoht ja omadused, pilvede ja sademete paiknemine ja iseloom, temperatuurijaotus jne. antud atmosfääri tsirkulatsioonitingimuste jaoks. Koostades kaarte erinevate perioodide kohta, saab neid jälgida atmosfääri seisundi muutuste, eelkõige atmosfäärihäiringute liikumise ja arengu, õhumasside liikumise, teisenemise ja vastasmõju jms kohta. Atmosfääritingimuste esitlus sünoptilised kaardid annavad mugava võimaluse saada teavet ilmastikuolude kohta.[ ..]

Sünoptiliste kaartide abil uuritud atmosfääri makromõõtmelisi protsesse, mis on ilmastikuolude põhjuseks suurtel geograafilistel aladel. See on õhumasside ja atmosfäärifrontide tekkimine, liikumine ja omaduste muutumine; atmosfäärihäirete tekkimine, areng ja liikumine - tsüklonid ja antitsüklonid, kondensatsioonisüsteemide, massisiseste ja frontaalsete, areng, seoses ülaltoodud protsessidega jne.[ ...]

Kuni õhust keemiline töötlemine on täielikult välistatud, tuleb selle kasutamist täiustada objektide kõige hoolikama valikuga, vähendades "lammutuste" tõenäosust - saagimisõhumasside liikumist, kontrollitud doseerimist jne. Esmatasandil raiesmikud läbi herbitsiidide kasutamisel on soovitatav kasutada tüpoloogilist diagnostikat suuremal määral raiesmikke. Keemia on võimas metsahooldusvahend. Kuid on oluline, et keemiahooldus ei muutuks metsa, selle elanike ja külaliste mürgitamiseks.[ ...]

Meid ümbritsevas looduses on vesi pidevas liikumises – ja see on vaid üks paljudest looduses leiduvatest looduslikest aineringidest. Kui me ütleme "liikumine", ei pea me silmas mitte ainult vee kui füüsilise keha (voolu) liikumist, mitte ainult selle liikumist ruumis, vaid eelkõige vee üleminekut ühest füüsikalisest olekust teise. Joonisel 1 näete, kuidas veeringe toimib. Järvede, jõgede ja merede pinnal muutub vesi päikesevalguse energia mõjul veeauruks – seda protsessi nimetatakse aurustumiseks. Samamoodi aurustub vesi lume- ja jääkatte pinnalt, taimede lehtedelt ning loomade ja inimeste kehadest. Soojema õhuvooluga veeaur tõuseb atmosfääri ülakihtidesse, kus see järk-järgult jahtub ja muutub uuesti vedelikuks või muutub tahkeks – seda protsessi nimetatakse kondenseerumiseks. Samal ajal liigub vesi koos õhumasside liikumisega atmosfääris (tuuled). Saadud veepiiskadest ja jääkristallidest tekivad pilved, millest lõpuks langeb maapinnale vihm või lumi. Sademete kujul maale tagasi pöördunud vesi voolab mööda nõlvad alla ja koguneb ojadesse ja jõgedesse, mis voolavad järvedesse, meredesse ja ookeanidesse. Osa veest imbub läbi pinnase ja kivimite, jõuab põhja- ja põhjavette, mis samuti reeglina voolavad jõgedesse ja teistesse veekogudesse. Seega ring sulgub ja võib looduses lõputult korduda.[ ...]

SÜNOPTILINE METEOROLOOGIA. Meteoroloogiline distsipliin, mis kujunes XIX sajandi teisel poolel. ja eriti 20. sajandil; doktriini atmosfääri makromastaabis protsessidest ja nende uurimisel põhinevast ilmaennustusest. Sellised protsessid on tsüklonite ja antitsüklonite tekkimine, areng ja liikumine, mis on tihedalt seotud õhumasside ja nendevaheliste frontide tekke, liikumise ja arenguga. Nende sünoptiliste protsesside uurimine toimub sünoptiliste kaartide, atmosfääri vertikaallõigete, aeroloogiliste diagrammide ja muude abivahendite süstemaatilise analüüsi abil. Üleminek maakera suurte alade tsirkulatsioonitingimuste sünoptiliselt analüüsilt nende prognoosile ja nendega seotud ilmastikutingimuste prognoosile taandub endiselt suuresti ekstrapoleerimisele ja kvalitatiivsetele järeldustele dünaamilise meteoroloogia sätetest. Viimase 25 aasta jooksul on aga üha enam hakatud kasutama meteoroloogiliste väljade arvulist (hüdrodünaamilist) prognoosimist atmosfääri termodünaamika võrrandite arvulise lahendamise abil elektroonilistel arvutitel. Vaata ka ilmateenistust, ilmateadet ja mitmeid muid termineid. Levinud sünonüüm: ilmateade.[ ...]

Meie poolt analüüsitud reaktiivlennuki leviku juhtum ei ole tüüpiline, kuna rahulikke perioode on peaaegu igas piirkonnas väga vähe. Seetõttu on kõige tüüpilisem hajumise juhtum gaasijoa liikumine liikuvas keskkonnas, s.o atmosfääri õhumasside horisontaalse liikumise olemasolul.[ ...]

On ilmne, et lihtsalt õhutemperatuur T ei ole õhu soojussisalduse konservatiivne tunnus. Seega võib üksiku õhumahu (turbulentne mool) püsiva soojussisaldusega selle temperatuur varieeruda sõltuvalt rõhust (1.1). Atmosfäärirõhk, nagu me teame, väheneb kõrgusega. Selle tulemusena põhjustab õhu vertikaalne liikumine selle erimahu muutusi. Sel juhul realiseerub paisumistöö, mis toob kaasa õhuosakeste temperatuuri muutused ka juhul, kui protsessid on isentroopsed (adiabaatilised), s.t. üksiku massielemendi soojusvahetus ümbritseva ruumiga puudub. Vertikaalselt liikuva õhu temperatuuri muutused vastavad kuivdiabaatilisele või märjale diabaatilisele gradiendile, olenevalt termodünaamilise protsessi olemusest.

Lapsest saati on mind lummanud nähtamatud liikumised meie ümber: kitsukeses sisehoovis sügislehti keerutav õrn tuul või võimas talvetsüklon. Selgub, et nendel protsessidel on üsna arusaadavad füüsikalised seadused.

Millised jõud põhjustavad õhumasside liikumist

Soe õhk on külmast kergem – see lihtne põhimõte võib seletada õhu liikumist planeedil. Kõik saab alguse ekvaatorist. Siin langevad päikesekiired Maa pinnale täisnurga all ja väike ekvaatori õhuosake saab veidi rohkem soojust kui naaberosakesed. See soe osake muutub naaberosakestest kergemaks, mis tähendab, et see hakkab üles hõljuma, kuni kaotab kogu soojuse ja hakkab uuesti vajuma. Kuid allapoole liikumine toimub juba põhja- või lõunapoolkera kolmekümnendal laiuskraadil.

Kui lisajõude poleks, liiguks õhk ekvaatorilt poolustele. Kuid õhumassi liikuma panevad mitte üks, vaid mitu jõudu korraga:

Ujuvuse jõud. Kui soe õhk tõuseb üles ja külm õhk jääb alla.
Coriolise jõud. Ma räägin teile sellest veidi madalamal.
Planeedi reljeef. Merede ja ookeanide, mägede ja tasandike kombinatsioonid.

Maa pöörlemise kõrvalekalduv jõud

Meteoroloogidel oleks lihtsam, kui meie planeet ei pöörleks. Aga ta keerleb! See tekitab Maa pöörlemise kõrvalekaldejõu või Coriolise jõu. Planeedi liikumise tõttu ei nihku see väga "kerge" õhuosake mitte ainult näiteks põhja poole, vaid nihkub ka paremale. Või surutakse see lõunasse välja ja kaldub vasakule.

Nii sünnivad püsivad lääne- või idasuuna tuuled. Võib-olla olete kuulnud läänetuulte hoovusest või neljakümnendatest? Need pidevad õhu liikumised tekkisid just Coriolise jõu tõttu.

Mered ja ookeanid, mäed ja tasandikud

Kergendus toob kaasa lõpliku segaduse. Maa ja ookeani jaotus muudab klassikalist tsirkulatsiooni. Seega on lõunapoolkeral palju vähem maad kui põhjapoolkeral ja miski ei takista õhu liikumist üle veepinna vajalikus suunas, pole mägesid ega suuri linnu, samas kui Himaalaja muudab õhuringlust radikaalselt. nende piirkonnas.

Õhkkond ei ole ühtlane. Selle koostises, eriti maapinna lähedal, saab eristada õhumassi.

Õhumassid on eraldiseisvad suured õhuhulgad, millel on teatud ühised omadused (temperatuur, niiskus, läbipaistvus jne) ja mis liiguvad tervikuna. Kuid selle mahu piires võivad tuuled olla erinevad. Õhumassi omadused määratakse selle tekkepiirkonna järgi. See omandab need kokkupuutel aluspinnaga, mille kohal see moodustub või püsib. Õhumassidel on erinevad omadused. Näiteks Arktika õhus on madal temperatuur, samas kui troopika õhus on kõrge temperatuur igal aastaajal, Põhja-Atlandi õhk erineb oluliselt Euraasia mandriosa õhust. Õhumasside horisontaalsed mõõtmed on tohutud, need on vastavuses mandrite ja ookeanide või nende suurte osadega. Erineva atmosfäärirõhuga vööndites moodustuvad peamised (tsoonilised) õhumassitüübid: arktiline (antarktika), parasvöötme (polaarne), troopiline ja ekvatoriaalne. Tsoonilised õhumassid jagunevad mereliseks ja mandriliseks - olenevalt aluspinna iseloomust nende tekkepiirkonnas.

Arktiline õhk moodustub Põhja-Jäämere kohal ning talvel ka Euraasia põhjaosas ja Põhja-Ameerikas. Õhku iseloomustab madal temperatuur, madal niiskusesisaldus, hea nähtavus ja stabiilsus. Selle tungimine parasvöötme laiuskraadidele põhjustab olulist ja järsku jahenemist ning määrab valdavalt selge ja vähese pilvisusega ilma. Arktika õhk jaguneb järgmisteks sortideks.

Arktiline mereõhk (mAv) – moodustub soojemas, jäävabas Euroopa Arktikas kõrgema temperatuuri ja suurema niiskusesisaldusega. Selle tungimine mandrile talvel põhjustab soojenemist.

Mandri-arktiline õhk (cAv) – moodustub Kesk- ja Ida-Jää Arktika ning mandrite põhjaranniku kohal (talvel). Õhul on väga madal temperatuur ja madal niiskus. KAV-i pealetung mandrile põhjustab selge ilma ja hea nähtavuse korral tugeva jahenemise.

Arktilise õhu analoog lõunapoolkeral on Antarktika õhk, kuid selle mõju ulatub peamiselt külgnevatele merepindadele, harvem Lõuna-Ameerika lõunatippu.

Mõõdukas (polaarne) õhk. See on parasvöötme laiuskraadide õhk. Sellel on ka kaks alamtüüpi. Mandri parasvöötme õhk (CW), mis moodustub mandrite tohututel pindadel. Talvel on see väga jahe ja stabiilne, ilm on tavaliselt selge kõvade külmadega. Suvel läheb väga soojaks, selles tekivad tõusvad hoovused, tekivad pilved, sageli sajab vihma, on äikest. Mereline parasvöötme õhk (MOA) moodustub keskmistel laiuskraadidel ookeanide kohal ning seda transpordivad läänetuuled ja tsüklonid kontinentidele. Seda iseloomustab kõrge õhuniiskus ja mõõdukas temperatuur. Talvel toob MUW kaasa pilvise ilma, tugeva vihmasaju ja kõrgema temperatuuri (sulad). Suvel toob ka palju pilvisust, sajab vihma; temperatuur langeb sisenedes.

Parasvöötme õhk tungib polaarsetele, samuti subtroopilistele ja troopilistele laiuskraadidele.

Troopiline õhk moodustub troopilistel ja subtroopilistel laiuskraadidel ning suvel - mandripiirkondades parasvöötme lõunaosas. Troopilisel õhul on kaks alatüüpi. Mandri troopiline õhk (cT) moodustub maismaa kohal, mida iseloomustavad kõrged temperatuurid, kuivus ja tolmusus. Mereline troopiline õhk (mTw) moodustub troopiliste alade (troopiliste ookeanivööndite) kohal, mida iseloomustab kõrge temperatuur ja niiskus.

Troopiline õhk tungib parasvöötme ja ekvatoriaallaiuskraadidele.

Ekvatoriaalõhk tekib ekvatoriaalvööndis passaattuulte poolt kaasa toodud troopilisest õhust. Seda iseloomustavad aastaringselt kõrged temperatuurid ja kõrge õhuniiskus. Lisaks säilivad need omadused nii maismaal kui ka merel, seetõttu ei jagune ekvaatoriõhk mereliseks ja mandriliseks alatüübiks.

Õhumassid on pidevas liikumises. Veelgi enam, kui õhumassid liiguvad kõrgematele laiuskraadidele või külmemale pinnale, nimetatakse neid soojaks, kuna need toovad kaasa soojenemise. Õhumassi, mis liiguvad madalamatele laiuskraadidele või soojemale pinnale, nimetatakse külmaks õhumassiks. Nad toovad külma.

Teistele geograafilistele aladele liikudes muudavad õhumassid järk-järgult oma omadusi, eelkõige temperatuuri ja niiskust, s.t. liikuda teist tüüpi õhumassidesse. Kohalike tingimuste mõjul õhumasside ühest tüübist teise muutumise protsessi nimetatakse transformatsiooniks. Näiteks ekvaatori poole ja parasvöötme laiuskraadidele tungiv troopiline õhk muundub vastavalt ekvaatoriliseks ja parasvöötmeks. Mandrite sügavustesse sattunud mereline parasvöötme õhk jahtub talvel ja soojeneb suvel ning kuivab alati, muutudes parasvöötme mandriõhuks.

Kõik õhumassid on omavahel seotud nende pideva liikumise protsessis, troposfääri üldise tsirkulatsiooni protsessis.

Atmosfääri tsirkulatsiooni skeem

Õhk atmosfääris on pidevas liikumises. See liigub nii horisontaalselt kui ka vertikaalselt.

Õhu atmosfääris liikumise peamiseks põhjuseks on päikesekiirguse ebaühtlane jaotus ja aluspinna heterogeensus. Need põhjustavad ebaühtlast õhutemperatuuri ja vastavalt ka atmosfäärirõhku maapinna kohal.

Rõhu erinevus tekitab õhu liikumise, mis liigub kõrge rõhuga aladelt madala rõhuga aladele. Liikumise käigus suunatakse õhumassid Maa pöörlemisjõu mõjul kõrvale.

(Pidage meeles, kuidas kehad põhja- ja lõunapoolkeral liiguvad kõrvale.)

Muidugi olete märganud, kuidas kuumal suvepäeval tekib asfaldi kohale kerge udu. See on kuumutatud, kerge õhk tõuseb üles. Sarnast, kuid palju suuremat pilti võib näha ekvaatoril. Väga kuum õhk tõuseb pidevalt, moodustades ülesvoolu.

Seetõttu moodustub siin pinna lähedal pidev madalrõhuvöö.
Troposfääri ülemistes kihtides (10-12 km) ekvaatorist kõrgemale tõusnud õhk levib poolustele. Järk-järgult see jahtub ja hakkab laskuma umbes üle 30 t° põhja- ja lõunalaiuskraadi.

Nii tekib õhu ülejääk, mis aitab kaasa troopilise kõrgrõhuvööndi tekkele atmosfääri pinnakihis.

Tsirkumpolaarsetes piirkondades on õhk külm, raske ja laskub, põhjustades liikumisi allapoole. Selle tulemusena tekib polaarvööndi pinnalähedastes kihtides kõrgrõhkkond.

Parasvöötme laiuskraadidel moodustuvad troopiliste ja polaarsete kõrgrõhuvööndite vahele aktiivsed atmosfäärifrondid. Massiivselt külmem õhk tõrjub soojema õhu ülespoole, põhjustades ülesvoolu.

Selle tulemusena moodustub parasvöötme laiuskraadidel pinnapealne madalrõhuvöö.

Maa kliimavööndite kaart

Kui maa pind oleks ühtlane, leviksid atmosfäärirõhuvööd pidevate ribadena. Planeedi pind on aga vee ja maa vaheldumine, millel on erinevad omadused. Maa soojeneb ja jahtub kiiresti.

Ookean, vastupidi, soojeneb ja vabastab oma soojust aeglaselt. Seetõttu rebitakse atmosfäärirõhulindid eraldi sektsioonideks - kõrge ja madala rõhu piirkondadeks. Mõned neist eksisteerivad aastaringselt, teised - teatud hooajal.

Maal vahelduvad kõrge- ja madalrõhuvööd loomulikult. Kõrgrõhkkond - poolustel ja troopika lähedal, madal - ekvaatoril ja parasvöötme laiuskraadidel.

Atmosfääri tsirkulatsiooni tüübid

Õhumasside ringluses Maa atmosfääris on mitmeid võimsaid lülisid. Kõik need on aktiivsed ja teatud laiuskraadidele omased. Seetõttu nimetatakse neid atmosfääri tsirkulatsiooni tsoonitüüpideks.

Maapinna lähedal liiguvad õhuvoolud troopilisest kõrgrõhuvööst ekvaatorile. Maa pöörlemisel tekkiva jõu mõjul kalduvad nad põhjapoolkeral paremale ja lõunapoolkeral vasakule.

Nii tekivad pidevad võimsad tuuled – passaadid. Põhjapoolkeral puhuvad pasaattuuled kirdest ja lõunapoolkeral kagust. Niisiis, esimene tsooniline atmosfääriringlus - passaattuul.

Õhk liigub troopikast parasvöötme laiuskraadidele. Maa pöörlemisjõu mõjul kõrvale kaldudes hakkavad nad järk-järgult liikuma läänest itta. Just see Atlandilt lähtuv voog katab kogu Euroopa, sealhulgas Ukraina parasvöötme laiuskraadi. Lääne õhutransport parasvöötme laiuskraadidel on planeedi atmosfääri tsirkulatsiooni teine tsoonitüüp.

Regulaarne on ka õhu liikumine kõrgrõhu allpolaarsetelt vöödelt parasvöötme laiuskraadidele, kus rõhk on madal.

Maa pöörlemise kõrvalekaldejõu mõjul liigub see õhk põhjapoolkeral kirdest ja lõunapoolkeral kagust. Õhumasside idapoolne subpolaarne voog moodustab atmosfääri tsirkulatsiooni kolmanda tsoonitüübi.

Leia atlase kaardilt laiusvööndid, kus domineerib erinevat tüüpi tsooniline õhuringlus.

Maa ja ookeani ebaühtlase kuumenemise tõttu rikutakse õhumasside tsoonilist liikumismustrit. Näiteks Euraasia idaosas parasvöötme laiuskraadidel toimib läänepoolne õhuülekanne ainult pool aastat - talvel. Suvel, kui maismaa soojeneb, liiguvad õhumassid ookeani jahedusega maale.

Nii toimub mussoonlennutransport. Õhu liikumise suuna muutumine kaks korda aastas on mussoontsirkulatsiooni iseloomulik tunnus. Talvine mussoon on suhteliselt külma ja kuiva õhu voog mandrilt ookeani.

suvine mussoon- niiske ja sooja õhu liikumine vastupidises suunas.

Atmosfääri tsirkulatsiooni tsoonitüübid

Peamisi on kolm Atmosfääri tsirkulatsiooni tsoonitüüp: passaattuul, lääne õhutransport ja idapoolne ringpolaarne õhumassivool. Mussoonõhutransport rikub atmosfääri tsirkulatsiooni üldist skeemi ja on atsonaalset tüüpi ringlus.

Atmosfääri üldine tsirkulatsioon (lehekülg 1/2)

Kasahstani Vabariigi teadus- ja haridusministeerium

AÜA järgi nime saanud Majandus- ja Õigusakadeemia Džoldasbekova

Humanitaar- ja majandusteaduskond Akadeemia

Distsipliini järgi: ökoloogia

Teemal: "Atmosfääri üldine ringlus"

Lõpetanud: Tsarskaja Margarita

Rühm 102 A

Kontrollis: Omarov B.B.

Taldykorgan 2011

Sissejuhatus

1. Üldteave atmosfääri tsirkulatsiooni kohta

2. Atmosfääri üldist tsirkulatsiooni määravad tegurid

3. Tsüklonid ja antitsüklonid.

4. Atmosfääri üldist tsirkulatsiooni mõjutavad tuuled

5. Fööni efekt

6. Üldise tiraaži skeem "Planeed Machine"

Järeldus

Kasutatud kirjanduse loetelu

Sissejuhatus

Teaduskirjanduse lehekülgedel kohtab viimasel ajal sageli atmosfääri üldise tsirkulatsiooni mõistet, mille tähendust mõistab iga spetsialist omal moel. Seda terminit kasutavad süstemaatiliselt geograafia, ökoloogia ja atmosfääri ülemise osaga tegelevad spetsialistid.

Üha suurenevat huvi atmosfääri üldise tsirkulatsiooni vastu näitavad meteoroloogid ja klimatoloogid, bioloogid ja arstid, hüdroloogid ja okeanoloogid, botaanikud ja zooloogid ning loomulikult ökoloogid.

Puudub üksmeel, kas see teaduslik suund on tekkinud viimasel ajal või on siin uuritud juba sajandeid.

Allpool on toodud atmosfääri üldise tsirkulatsiooni kui teaduste kogumi definitsioonid ja seda mõjutavad tegurid.

Esitatakse teatud saavutuste loend: hüpoteesid, arengud ja avastused, mis tähistavad teatud verstaposte selle teaduste kogumi ajaloos ja annavad teatud ettekujutuse selles käsitletavate probleemide ja ülesannete hulgast.

Kirjeldatakse atmosfääri üldise tsirkulatsiooni eripärasid ning esitatakse lihtsaim üldise tsirkulatsiooni skeem, mida nimetatakse "planetaarseks masinaks".

1. Üldine teave atmosfääri tsirkulatsiooni kohta

Atmosfääri üldine tsirkulatsioon (lat. Circulatio – pöörlemine, kreeka atmos – aur ja sphaira – pall) kujutab endast suuremahuliste õhuvoolude kogumit tropo- ja stratosfääris. Selle tulemusena toimub ruumis õhumasside vahetus, mis aitab kaasa soojuse ja niiskuse ümberjaotumisele.

Atmosfääri üldist tsirkulatsiooni nimetatakse õhuringluseks maakeral, mis viib selle ülekandumiseni madalatelt laiuskraadidelt kõrgetele laiuskraadidele ja vastupidi.

Atmosfääri üldise tsirkulatsiooni määravad kõrge atmosfäärirõhu tsoonid subpolaarsetes piirkondades ja troopilistes laiuskraadides ning madala rõhuga tsoonid parasvöötme ja ekvatoriaalsetel laiuskraadidel.

Õhumasside liikumine toimub nii laius- kui ka meridionaalses suunas. Troposfääris hõlmavad atmosfääri tsirkulatsiooni pasaattuuled, parasvöötme läänepoolsed õhuvoolud, mussoonid, tsüklonid ja antitsüklonid.

Õhumasside liikumise põhjuseks on atmosfäärirõhu ebaühtlane jaotus ja maapinna, ookeanide, jää erinevatel laiuskraadidel kuumenemine Päikese poolt, samuti Maa pöörlemise õhuvoogudele suunav mõju.

Atmosfääri tsirkulatsiooni peamised mustrid on püsivad.

Alumises stratosfääris on parasvöötme ja subtroopiliste laiuskraadide õhujoad valdavalt läänepoolsed ja troopilistel laiuskraadidel idapoolsed ning need liiguvad maapinna suhtes kiirusega kuni 150 m / s (540 km / h).

Alumises troposfääris on valitsevad õhutranspordi suunad geograafiliste tsoonide lõikes erinevad.

Polaarlaiuskraadidel idakaare tuuled; parasvöötmes - lääneosa sagedased tsüklonid ja antitsüklonid, passaattuuled ja mussoonid on kõige stabiilsemad troopilistel laiuskraadidel.

Aluspinna mitmekesisuse tõttu ilmnevad atmosfääri üldise tsirkulatsiooni kujul piirkondlikud kõrvalekalded - kohalikud tuuled.

2. Atmosfääri üldist tsirkulatsiooni määravad tegurid

- Päikeseenergia ebaühtlane jaotumine üle maapinna ning sellest tulenevalt temperatuuri ja atmosfäärirõhu ebaühtlane jaotumine.

- Coriolise jõud ja hõõrdumine, mille mõjul õhuvoolud omandavad laiussuuna.

– Aluspinna mõju: mandrite ja ookeanide olemasolu, reljeefi heterogeensus jne.

Õhuvoolude jaotumisel maapinnal on tsooniline iseloom. Ekvatoriaalsetel laiuskraadidel on vaikne või nõrk muutlik tuul. Troopilises vööndis domineerivad passaattuuled.

Pasaattuuled on püsivad tuuled, mis puhuvad 30. laiuskraadilt ekvaatorini, mille põhjapoolkeral on kirdesuund ja lõunapoolkeral kagusuund. 30-35 ajal? Koos. ja y.sh. - rahulik tsoon, nn. "hobuste laiuskraadid".

Parasvöötme laiuskraadidel valitsevad läänekaare tuuled (põhjapoolkeral edela, lõunapoolkeral loode). Polaarlaiuskraadidel puhuvad idakaare (põhjapoolkeral kirde, lõunapoolkeral - kagu) tuuled.

Tegelikkuses on maapinna kohal tuulte süsteem palju keerulisem. Subtroopilises vööndis häirivad suvised mussoonid paljudes piirkondades passaattuuli.

Parasvöötme ja subpolaarsetel laiuskraadidel on õhuvoolude olemusele suur mõju tsüklonitel ja antitsüklonitel ning ida- ja põhjarannikul mussoonidel.

Lisaks tekivad territooriumi iseärasuste tõttu paljudes piirkondades lokaalsed tuuled.

3. Tsüklonid ja antitsüklonid.

Atmosfääri iseloomustavad pöörised, millest suurimad on tsüklonid ja antitsüklonid.

Tsüklon on tõusev atmosfääri keeris, mille keskmes on alandatud rõhk ja perifeeriast keskmesse suunduv tuulte süsteem, mis on suunatud põhjapoolkeral ja päripäeva lõunapoolkeral. Tsüklonid jagunevad troopilisteks ja ekstratroopilisteks. Mõelge ekstratroopilistele tsüklonitele.

Ekstratroopiliste tsüklonite läbimõõt on keskmiselt umbes 1000 km, kuid neid on üle 3000 km. Sügavus (rõhk keskel) - 1000-970 hPa või vähem. Tsüklonis puhub tugev tuul, tavaliselt kuni 10-15 m/s, kuid võib ulatuda 30 m/s ja enamgi.

Tsükloni keskmine kiirus on 30-50 km/h. Kõige sagedamini liiguvad tsüklonid läänest itta, kuid mõnikord liiguvad nad põhjast, lõunast ja isegi idast. Tsüklonite suurima sagedusega vöönd on põhjapoolkera 80. laiuskraad.

Tsüklonid toovad pilvise, vihmase, tuulise ilma, suvel - jahutamist, talvel - soojenemist.

Troopilised tsüklonid (orkaanid, taifuunid) tekivad troopilistel laiuskraadidel, see on üks hirmuäratavamaid ja ohtlikumaid loodusnähtusi. Nende läbimõõt on mitusada kilomeetrit (300-800 km, harva üle 1000 km), kuid iseloomulik on suur rõhkude erinevus tsentri ja perifeeria vahel, mis põhjustab tugevaid orkaanijõulisi tuuli, troopilisi hoovihmasid, tugevaid äikesetorme.

Antitsüklon on laskuv atmosfääripööris, mille keskmes on suurenenud rõhk ja mille tuulte süsteem keskusest perifeeriasse on suunatud põhjapoolkeral päripäeva ja lõunapoolkeral vastupäeva. Antitsüklonite mõõtmed on samad, mis tsüklonitel, kuid arengu hilises staadiumis võivad nende läbimõõt ulatuda kuni 4000 km-ni.

Atmosfäärirõhk antitsüklonite keskmes on tavaliselt 1020-1030 hPa, kuid võib ulatuda üle 1070 hPa. Suurim antitsüklonite esinemissagedus on ookeanide subtroopiliste vööndite kohal. Antitsükloneid iseloomustavad pilves, sajuta ilm, mille keskmes on nõrk tuul, talvel tugev pakane, suvel kuumus.

4. Tuuled, mis mõjutavad atmosfääri üldist tsirkulatsiooni

Mussoonid. Mussoonid on hooajalised tuuled, mis muudavad suunda kaks korda aastas. Suvel puhuvad nad ookeanist maale, talvel - maismaalt ookeani. Tekkimise põhjuseks on maa ja vee ebaühtlane kuumenemine aastaaegadel. Sõltuvalt tekkevööndist jagunevad mussoonid troopilisteks ja ekstratroopilisteks.

Ekstratroopilised mussoonid on eriti väljendunud Euraasia idaserval. Suvine mussoon toob niiskust ja jahedust ookeanist, talvine mussoon aga puhub mandrilt, alandades temperatuuri ja õhuniiskust.

Troopilised mussoonid on kõige tugevamad India ookeani vesikonnas. Suvine mussoon puhub ekvaatorilt, see on passaattuule vastas ja toob pilvisust, sademeid, pehmendab suvesoojust, talv - ühtib passaattuulega, tugevdab seda, tuues kuivust.

kohalikud tuuled. Kohalikud tuuled on lokaalse levikuga, nende teke on seotud antud territooriumi iseärasustega - veekogude lähedusega, reljeefi iseloomuga. Levinumad on tuuled, boora, foehn, mägi-oru ja katabaatilised tuuled.

Breeze (nõrk tuul-FR) - tuuled piki merede, suurte järvede ja jõgede kaldaid, kaks korda päevas muutes suunda vastupidiseks: päevane tuul puhub veehoidlast kaldale, öine tuul - rannikult rannikule. veehoidla. Tuuled on põhjustatud ööpäevasest temperatuurimuutusest ja sellest tulenevalt survest maapinnal ja vees. Nad hõivavad õhukihti 1-2 km kaugusel.

Nende kiirus on väike - 3-5 m / s. Väga tugevat päevast meretuult on mandrite läänepoolsetel kõrberannikul troopilistel laiuskraadidel, mida uhuvad külmad hoovused ja tõusuvööndis rannikult tõusev külm vesi.

Seal tungib see kümnete kilomeetrite kaugusele sisemaale ja avaldab tugevat kliimamõju: alandab temperatuuri, eriti suvel 5-70 C ja Lääne-Aafrikas kuni 100 C, tõstab õhu suhtelist niiskust 85%ni. udude ja kaste tekkeni.

Päevase meretuulega sarnaseid nähtusi võib täheldada suurlinnade äärealadel, kus eeslinnast keskusesse liigub külmem õhk, kuna linnade kohal on aastaringselt "kuumalaigud".

Mägede-oru tuultel on igapäevane perioodilisus: päeval puhub tuul orgu ja piki mäenõlvu üles, öösel aga vastupidi, jahtunud õhk laskub alla. Päevane õhutõus toob kaasa rünksajupilvede tekkimise üle mägede nõlvade, öösel, kui õhk laskub ja õhk on adiabaatiliselt soojenenud, pilvisus kaob.

Liustikutuuled on külmad tuuled, mis puhuvad pidevalt mägede liustikest nõlvadest ja orgudest alla. Neid põhjustab jää kohal oleva õhu jahtumine. Nende kiirus on 5-7 m/s, paksus mitukümmend meetrit. Intensiivsemad on need öösel, kuna kallakutuuled võimendavad neid.

Atmosfääri üldine tsirkulatsioon

1) Maa telje kalde ja Maa sfäärilisuse tõttu saavad ekvatoriaalsed piirkonnad rohkem päikeseenergiat kui polaaralad.

2) Ekvaatoril õhk soojeneb → paisub → tõuseb üles → tekib madalrõhuala. 3) Poolustel õhk jahtub → kondenseerub → vajub alla → tekib kõrgrõhuala.

4) Atmosfäärirõhu erinevuse tõttu hakkavad õhumassid liikuma poolustelt ekvaatorile.

Tuule suunda ja kiirust mõjutavad ka:

õhumasside omadused (niiskus, temperatuur jne)
aluspind (ookeanid, mäeahelikud jne)
maakera pöörlemine ümber oma telje (Coriolise jõud) 1) Maapinna kohal olev üldine (globaalne) õhuvoolude süsteem, mille horisontaalsed mõõtmed on proportsionaalsed mandrite ja ookeanidega ning mille paksus on mitmest kilomeetrist kümneni kilomeetrit.

passaattuuled - Need on pidevad tuuled, mis puhuvad troopikast kuni ekvaatorini.

Põhjus: ekvaatoril on alati madalrõhkkond (ülesvoolud) ja troopikas on alati kõrgrõhkkond (allavoolud).

Coriolise jõu mõjul: põhjapoolkera passaattuuled on kirdesuunalised (kalle paremale)

Lõunapoolkera passaattuuled - kagu (keerake vasakule)

Kirdetuuled(põhjapoolkeral) ja kagutuuled(lõunapoolkeral).
Põhjus: õhuvoolud liiguvad poolustelt parasvöötme laiuskraadidele ja kalduvad Coriolise jõu mõjul läände. Läänetuuled on tuuled, mis puhuvad troopikast kuni parasvöötme laiuskraadideni, valdavalt läänest itta.

Põhjus: troopikas on kõrge rõhk ja parasvöötme laiuskraadidel madal, mistõttu osa V.D piirkonna õhust liigub H, D, piirkonda. Coriolise jõu mõjul liikudes kalduvad õhuvoolud itta.

Läänekaare tuuled toovad Eestisse sooja ja niiske õhu. õhumassid tekivad sooja Põhja-Atlandi hoovuse vete kohale.

Õhk tsüklonis liigub perifeeriast keskmesse;

Tsükloni keskosas õhk tõuseb ja

See jahtub, mistõttu tekivad pilved ja sademed;

Tsüklonite ajal valitseb pilves ilm tugeva tuulega:

suvi- vihmane ja külm
talvel- sulade ja lumesadudega.

Antitsüklon on kõrge atmosfäärirõhuga ala, mille keskel on maksimum.
antitsüklonis liigub õhk tsentrist perifeeriasse; antitsükloni keskosas õhk laskub ja soojeneb, selle niiskus langeb, pilved hajuvad; antitsüklonitega kehtestatakse selge tuulevaikne ilm:

suvi on kuum

talvel on pakane.

Atmosfääri tsirkulatsioon

Definitsioon 1

Tiraaž See on õhumasside liikumise süsteem.

Ringlus võib olla üldine kogu planeedi skaalal ja kohalik tsirkulatsioon, mis toimub üksikute territooriumide ja veealade ulatuses. Kohaliku tsirkulatsiooni alla kuuluvad päeva- ja öised tuuled, mis esinevad merede rannikul, mägi-orutuuled, liustikutuuled jne.

Lokaalne tsirkulatsioon teatud aegadel ja teatud kohtades võib olla üldtsirkulatsiooni voolude peal. Atmosfääri üldise tsirkulatsiooniga tekivad selles tohutud lained ja pöörised, mis arenevad ja liiguvad erinevalt.

Sellised atmosfäärihäired on tsüklonid ja antitsüklonid, mis on atmosfääri üldise tsirkulatsiooni iseloomulikud tunnused.

Õhumasside liikumise tulemusena, mis toimub atmosfäärirõhu keskuste mõjul, on territooriumid varustatud niiskusega. Selle tulemusena, et atmosfääris eksisteerivad samaaegselt erineva ulatusega õhuliikumised, mis kattuvad üksteisega, on atmosfääri tsirkulatsioon väga keeruline protsess.

Midagi pole selge?

Proovige õpetajatelt abi küsida.

Õhumasside liikumine planeedi skaalal moodustub kolme peamise teguri mõjul:

Päikesekiirguse tsooniline jaotus;

Maa aksiaalne pöörlemine ja selle tulemusena õhuvoolude kõrvalekalle gradiendi suunast;

Maa pinna heterogeensus.

Need tegurid raskendavad üldist atmosfääri tsirkulatsiooni.

Kui maa oleks ühtlane ja mitte pöörlevümber oma telje – siis vastaks temperatuur ja rõhk maapinnal termilistele tingimustele ja oleks laiuskraadi iseloomuga. See tähendab, et temperatuuri langus toimuks ekvaatorilt poolustele.

Sellise jaotuse korral tõuseb soe õhk ekvaatoril, külm õhk aga vajub poolustele. Selle tulemusena koguneks see ekvaatorile troposfääri ülemises osas ja rõhk oleks kõrge ning poolustel väheneks.

Kõrgusel liiguks õhk samas suunas ja tooks kaasa rõhu languse ekvaatori kohal ja selle suurenemise pooluste kohal. Õhu väljavool maapinna lähedal toimuks poolustelt, kus rõhk on suur meridionaalses suunas ekvaatori poole.

Selgub, et termiline põhjus on atmosfääri tsirkulatsiooni esimene põhjus – erinevad temperatuurid põhjustavad erinevatel laiuskraadidel erineva rõhu. Tegelikult on rõhk ekvaatoril madal ja poolustel kõrge.

Mundril pöörlev Maa ülemises troposfääris ja alumises stratosfääris peaksid tuuled nende väljavoolul põhjapoolkeral poolustele kalduma paremale, lõunapoolkeral - vasakule ja muutuma samal ajal läände.

Alumises troposfääris muutuksid poolustelt ekvaatori poole liikuvad ja kõrvale kalduvad tuuled põhjapoolkeral ida-, lõunapoolkeral kagusuunaliseks. Teine atmosfääri ringluse põhjus on selgelt nähtav - dünaamiline. Atmosfääri üldise tsirkulatsiooni tsooniline komponent on tingitud Maa pöörlemisest.

Aluspind, millel on ebaühtlane maa ja vee jaotus, mõjutab oluliselt atmosfääri üldist tsirkulatsiooni.

Tsüklonid

Troposfääri alumist kihti iseloomustavad pöörised, mis tekivad, arenevad ja kaovad. Mõned pöörised on väga väikesed ja jäävad märkamatuks, samas kui teistel on suur mõju planeedi kliimale. Esiteks kehtib see tsüklonite ja antitsüklonite kohta.

2. definitsioon

Tsüklon on tohutu atmosfääri keeris, mille keskel on madal rõhk.

Põhjapoolkeral liigub õhk tsüklonis vastupäeva, lõunapoolkeral - päripäeva. Tsükloniline aktiivsus keskmistel laiuskraadidel on atmosfääri tsirkulatsiooni tunnusjoon.

Tsüklonid tekivad Maa pöörlemise ja Coriolise kõrvalekaldejõu tõttu ning läbivad oma arengus etappe tekkest täitumiseni. Tsüklonid tekivad reeglina atmosfäärifrontidel.

Kaks vastastemperatuuriga õhumassi, mis on eraldatud frondiga, tõmbuvad tsükloniks. Soe õhk liideses tungib külma õhu piirkonda ja suunatakse kõrgetele laiuskraadidele.

Tasakaal on häiritud ja tagaosa külm õhk on sunnitud tungima madalatele laiuskraadidele. Esiküljel on tsüklonaalne kurv, mis on tohutu laine, mis liigub läänest itta.

Laine staadium on esimene aste tsükloni areng.

Soe õhk tõuseb ja libiseb üle laine esiosa esipinna. Sellest tulenevad lained pikkusega $ 1000 $ km ja rohkem on kosmoses ebastabiilsed ja arenevad edasi.

Samal ajal liigub tsüklon itta kiirusega $100$ km päevas, rõhk jätkab langemist ja tuul tugevneb, laine amplituud suureneb. seda teine etapp on noore tsükloni staadium.

Erikaartidel on noor tsüklon piiritletud mitme isobaariga.

Sooja õhu levimisel kõrgetele laiuskraadidele moodustub soe front ja külma õhu liikumine troopilistele laiuskraadidele külma frondi. Mõlemad rinded on osa ühtsest tervikust. Soe front liigub aeglasemalt kui külm front.

Kui külm front jõuab järele soojale frondile ja ühineb sellega, a oklusiooni esiosa. Soe õhk tõuseb ja keerleb spiraalselt. seda kolmas etapp tsükloni areng - oklusiooni staadium.

Neljas etapp– selle valmimine on lõplik. Toimub sooja õhu lõplik nihkumine ülespoole ja jahtumine, temperatuurikontrastid kaovad, tsüklon muutub kogu oma ala ulatuses külmaks, aeglustab liikumist ja lõpuks täitub. Tsükloni eluiga alates algusest kuni täitumiseni kestab 5 dollarist kuni 7 dollarini päeva.

Märkus 1

Tsüklonid toovad suvel pilvise, jaheda ja vihmase ilma ning talvel sulad. Suvetsüklonid liiguvad kiirusega $400-$800 km päevas, talvel - kuni $1000km päevas.

Antitsüklonid

Tsüklonilist aktiivsust seostatakse eesmiste antitsüklonite tekke ja arenguga.

3. definitsioon

Antitsüklon- See on tohutu atmosfääri keeris, mille keskel on kõrge rõhk.

Antitsüklonid tekivad noore tsükloni külma frondi tagaosas külmas õhus ja neil on oma arenguetapid.

Antitsükloni arengus on ainult kolm etappi:

Noore antitsükloni staadium, mis kujutab endast väheliikuv barikalist moodustist. Ta liigub reeglina tema ees oleva tsükloni kiirusel. Antitsükloni keskel rõhk järk-järgult tõuseb. Valitseb selge, tuulevaikne, vähese pilvisusega ilm;

Teises etapis toimub antitsükloni maksimaalne areng. See on juba kõrgrõhumoodustis, mille keskel on kõrgeim rõhk. Kõige arenenuma antitsükloni läbimõõt võib ulatuda mitme tuhande kilomeetrini. Selle keskel moodustuvad pinna- ja kõrgmäestiku inversioonid. Ilm on selge ja tuulevaikne, kuid kõrge õhuniiskusega on udu, uduvihma ja kihtpilvi. Võrreldes noore antitsükloniga liigub maksimaalselt arenenud antitsüklon palju aeglasemalt;

Kolmas etapp on seotud antitsükloni hävitamisega. See kõrge, soe ja aeglaselt liikuv barikaline moodustis Lava iseloomustab järkjärguline õhurõhu langus ja pilvede areng. Antitsükloni hävimine võib toimuda mitme nädala ja mõnikord kuude jooksul.

Atmosfääri üldine tsirkulatsioon

Atmosfääri üldise tsirkulatsiooni uurimisobjektideks on parasvöötme laiuskraadide liikuvad tsüklonid ja antitsüklonid koos nende kiiresti muutuvate ilmastikutingimustega: passaattuuled, mussoonid, troopilised tsüklonid jne Atmosfääri üldise tsirkulatsiooni tüüpilised tunnused, ajas stabiilsed või korduvad sagedamini kui teised, selgub meteoroloogiliste elementide keskmistamisel pika aja jooksul.

Joonisel fig. 8, 9 näitab keskmist pikaajalist tuule jaotust maapinna lähedal jaanuaris ja juulis. Jaanuaris, s.o.

talvel on põhjapoolkeral hiiglaslikud antitsüklonpöörised selgelt nähtavad Põhja-Ameerika kohal ja eriti intensiivne keeris Kesk-Aasia kohal.

Suvel hävivad mandri kuumenemise tõttu antitsüklonaalsed pöörised maismaa kohal ning ookeanide kohal võimenduvad sellised keerised oluliselt ja levivad põhja poole.

Pinnarõhk millibaarides ja valitsevad õhuvoolud

Tänu sellele, et troposfääris soojeneb õhk ekvaatori- ja troopilistel laiuskraadidel palju intensiivsemalt kui polaaraladel, langeb õhutemperatuur ja rõhk järk-järgult ekvaatorilt poolustele. Nagu meteoroloogid ütlevad, on planeedi temperatuuri ja rõhu gradient suunatud troposfääri keskosas ekvaatorilt poolustele.

(Meteoroloogias võetakse temperatuuri ja rõhu gradient füüsikaga võrreldes vastupidises suunas.) Õhk on väga liikuv keskkond. Kui Maa ei pöörleks ümber oma telje, siis atmosfääri alumistes kihtides voolaks õhk ekvaatorilt poolustele, ülemistes kihtides aga tagasi ekvaatorile.

Kuid Maa pöörleb nurkkiirusega 2p/86400 radiaani sekundis. Õhuosakesed, mis liiguvad madalatelt laiuskraadidelt kõrgetele laiuskraadidele, säilitavad maapinna suhtes suuri joonkiirusi, mis on omandatud madalatel laiuskraadidel, ja seetõttu kalduvad nad ida poole liikudes kõrvale. Troposfääris moodustub lääne-ida suunaline õhutransport, mis kajastub joonisel fig. kümme.

Sellist õiget voolurežiimi täheldatakse aga ainult keskmiste väärtuste kaartidel. Õhuvoolude "hetktõmmised" pakuvad väga mitmekesiseid, iga kord uusi, mittekorduvaid tsüklonite, antitsüklonite, õhuvoolude positsioone, sooja ja külma õhu kohtumise tsoone, st atmosfäärifronte.

Atmosfäärifrondid mängivad olulist rolli atmosfääri üldises tsirkulatsioonis, kuna neis toimuvad olulised õhumasside energia muundumised ühest tüübist teise.

Joonisel fig. 10 kujutab skemaatiliselt peamiste frontaalsete osade asukohta keskmises troposfääris ja maapinna lähedal. Atmosfäärifrontide ja frontaalvöönditega on seotud arvukad ilmastikunähtused.

Siin sünnivad tsüklonaalsed ja antitsüklonaalsed pöörised, tekivad võimsad pilved ja sademetevööndid ning tuul tugevneb.

Kui atmosfäärifront läbib antud punkti, on tavaliselt selgelt märgatav jahenemine või soojenemine ning kogu ilma iseloom muutub järsult. Huvitavaid jooni leidub stratosfääri struktuuris.

Planetaarne frontaalvöönd keskmises troposfääris

Kui soojus paikneb troposfääris ekvaatori lähedal; õhumassid ja poolustel - külm, siis stratosfääris, eriti soojal poolaastal, on olukord just vastupidine, poolustel on siin õhk suhteliselt soojem ja ekvaatoril külm.

Temperatuuri ja rõhu gradiendid on suunatud troposfääri suhtes vastupidises suunas.

Maa pöörlemise kõrvalekalduva jõu mõju, mis viis troposfääris lääne-ida transpordi tekkeni, loob stratosfääris ida-lääne tuulte vööndi.

Jugavoolu telgede keskmine asukoht põhjapoolkeral talvel

Suurimad tuulekiirused ja sellest tulenevalt ka õhu suurim kineetiline energia on jugavooludes.

Piltlikult öeldes on jugavoolud õhujõed atmosfääris, jõed, mis voolavad troposfääri ülemise piiri lähedal, troposfääri stratosfäärist eraldavates kihtides, st tropopausilähedastes kihtides (joon. 11 ja 12).

Tuule kiirus jugavooludes ulatub 250 - 300 km/h - talvel; ja 100 - 140 km / h - suvel. Seega võib väikese kiirusega lennuk sellisesse reaktiivvoogu sattudes lennata "tagurpidi".

Jugavoolu telgede keskmine asukoht põhjapoolkeral suvel

Reaktiivvoogude pikkus ulatub mitme tuhande kilomeetrini. Troposfääri jugavoolude all on laiemad ja aeglasemad õhu "jõed" - planetaarsed kõrgmäestiku frontaalvööndid, millel on oluline roll ka atmosfääri üldises tsirkulatsioonis.

Suure tuulekiiruse esinemine jugavooludes ja planeetide kõrgmäestiku frontaalvööndites on tingitud naaberõhumasside õhutemperatuuride suurest erinevusest.

Õhutemperatuuri erinevuse või, nagu öeldakse, "temperatuuri kontrasti" olemasolu põhjustab tuule suurenemist kõrgusega. Teooria näitab, et see tõus on võrdeline vaadeldava õhukihi horisontaalse temperatuurigradiendiga.

Stratosfääris meridionaalse õhutemperatuuri gradiendi ümberpööramise tõttu jugavoolude intensiivsus väheneb ja need kaovad.

Vaatamata planeetide kõrgmäestiku frontaalvööndite ja jugavoolude suurele ulatusele ei ümbritse need reeglina kogu maakera, vaid lõpevad seal, kus õhumasside vahelised horisontaalsed temperatuurikontrastid nõrgenevad. Kõige sagedamini ja teravamalt avalduvad temperatuurikontrastid polaarfrondil, mis eraldab õhku parasvöötme laiuskraadidelt troopilisest õhust.

Kõrgmäestiku frontaalvööndi telje asukoht õhumasside kerge meridionaalse vahetusega

Polaarfrondi süsteemis esinevad sageli planeetide kõrgmäestiku frontaalvööndid ja jugavoolud. Kuigi keskmiselt on planeetide kõrgmäestiku frontaalvööndite suund läänest itta, on konkreetsetel juhtudel nende telgede suund väga mitmekesine. Kõige sagedamini parasvöötme laiuskraadidel on neil lainelaadne iseloom. Joonisel fig.

13, 14 näitavad kõrgmäestiku frontaalvööndite telgede asendit stabiilse lääne-ida transpordi ja õhumasside arenenud meridionaalse vahetuse korral.

Stratosfääris ja mesosfääris üle ekvatoriaal- ja troopiliste piirkondade õhuvoolude oluliseks tunnuseks on mitme õhukihi olemasolu, millel on peaaegu vastassuunalised tugevad tuuled.

Selle tuulevälja mitmekihilise struktuuri tekkimine ja areng muutub siin teatud, kuid mitte täpselt kokku langevate ajavahemike järel, mis võib olla ka mingi prognostiline märk.

Kui siia lisada, et talvel regulaarselt esinev järsu soojenemise fenomen polaarstratosfääris on mingil moel seotud stratosfääris toimuvate protsessidega troopilistel laiuskraadidel ning troposfääri protsessidega parasvöötmetel ja kõrgetel laiuskraadidel, siis saab sellest selge, kui keerulised ja kapriissed on need atmosfääriprotsessid, mis mõjutavad otseselt parasvöötme ilmastikurežiimi.

Kõrgmäestiku frontaalvööndi telje asukoht õhumasside olulise meridionaalse vahetusega

Atmosfääriprotsesside laiaulatuslikuks kujunemiseks on suur tähtsus aluspinna, eriti Maailma ookeani ülemise aktiivse veekihi seisundil. Maailmamere pind moodustab peaaegu 3/4 kogu Maa pinnast (joon. 15).

merehoovused

Tänu suurele soojusmahtuvusele ja kergesti segunemisvõimele säilitavad ookeaniveed sooja õhuga kokkupuutel parasvöötme laiuskraadidel ja lõunapoolsetel laiuskraadidel aastaringselt soojust pikaks ajaks. Merehoovustega salvestunud soojus kandub kaugele põhja ja soojendab lähialasid.

Vee soojusmahtuvus on mitu korda suurem kui maa moodustava pinnase ja kivimite soojusmahtuvus. Kuumutatud veemass toimib soojusakumulaatorina, millega see varustab atmosfääri. Samas tuleb märkida, et maa peegeldab päikesekiiri palju paremini kui ookeani pind.

Lume ja jää pind peegeldab päikesekiiri eriti hästi; 80-85% kogu lumele langevast päikesekiirgusest peegeldub sellelt. Mere pind, vastupidi, neelab peaaegu kogu sellele langeva kiirguse (55–97%). Kõigi nende protsesside tulemusena saab atmosfäär ainult 1/3 kogu sissetulevast energiast otse Päikeselt.

Ülejäänud 2/3 energiast, mida ta saab Päikese poolt soojendatud aluspinnalt, peamiselt veepinnalt. Soojusülekanne aluspinnalt atmosfääri toimub mitmel viisil. Esiteks kulub suur hulk päikesesoojust ookeani pinnalt atmosfääri aurustumiseks.

Selle niiskuse kondenseerumisel eraldub soojust, mis soojendab ümbritsevaid õhukihte. Teiseks eraldab aluspind turbulentse (st keerise, korratu) soojusülekande kaudu atmosfääri soojust. Kolmandaks toimub soojuse ülekandmine termilise elektromagnetkiirguse abil. Ookeani ja atmosfääri vastasmõju tulemusena toimuvad viimases olulised muutused.

Atmosfäärikiht, millesse ookeani soojus ja niiskus tungivad, ulatub külma õhu tungimise korral sooja ookeanipinnani 5 km-ni või rohkemgi. Nendel juhtudel, kui soe õhk tungib ookeani külma veepinnale, ei ületa ookeani mõju kõrgus 0,5 km.

Külma õhu sissetungi korral sõltub selle ookeanist mõjutatud kihi paksus eelkõige vee ja õhu temperatuuride erinevuse suurusest. Kui vesi on õhust soojem, siis areneb võimas konvektsioon ehk korratud tõusev õhuliikumine, mis viib soojuse ja niiskuse tungimiseni atmosfääri kõrgetesse kihtidesse.

Vastupidi, kui õhk on soojem kui vesi, siis konvektsiooni ei toimu ja õhk muudab oma omadusi ainult kõige madalamates kihtides. Üle sooja Golfi hoovuse Atlandi ookeanis võib väga külma õhu sissetungiga ookeani soojusülekanne ulatuda kuni 2000 cal/cm2 ööpäevas ja ulatub kogu troposfäärini.

Soe õhk võib külma ookeanipinna kohal kaotada 20-100 cal/cm2 päevas. Sooja või külma ookeanipinda tabava õhu omaduste muutus toimub üsna kiiresti – selliseid muutusi võib märgata 3-5 km tasemel juba päev pärast invasiooni algust.

Millised õhutemperatuuri tõusud võivad olla selle teisenemise (muutuse) tulemusena alloleva veepinna kohal? Selgub, et külmal poolaastal soojeneb atmosfäär Atlandi ookeani kohal keskmiselt 6° ja kohati võib soojeneda 20° ööpäevas. Päevas võib atmosfäär jahtuda 2–10° võrra. Arvatakse, et Atlandi ookeani põhjaosas, s.o.

kus toimub kõige intensiivsem soojuse ülekanne ookeanist atmosfääri, eraldab ookean soojust 10-30 korda rohkem, kui ta atmosfäärist saab. Loomulikult täiendatakse ookeani soojavarusid troopilistest laiuskraadidest pärit sooja ookeanivee sissevooluga. Õhuvoolud jaotavad ookeanist saadavat soojust tuhandete kilomeetrite ulatuses. Ookeanide soojendav mõju talvel toob kaasa asjaolu, et õhutemperatuuri erinevus ookeanide ja mandrite kirdeosade vahel on 45-60 ° laiuskraadidel maapinna lähedal 15-20° ja 4-5° keskmine troposfäär. Näiteks on hästi uuritud ookeani soojendavat mõju Põhja-Euroopa kliimale.

Vaikse ookeani loodeosa on talvel Aasia mandri külma õhu, nn talvise mussooni mõju all, mis levib veekihis 1-2 tuhat km sügavale ookeani ja 3-4 tuhat km. keskmises troposfääris (joon. 16) .

Merehoovuste poolt kantavad soojushulgad aastas

Suvel on ookeani kohal külmem kui mandrite kohal, mistõttu Atlandi ookeanilt tulev õhk jahutab Euroopat ja Aasia mandrilt tulev õhk soojendab Vaikst ookeani. Ülalkirjeldatud pilt on aga tüüpiline keskmistele ringlustingimustele.

Igapäevased muutused soojusvoogude suuruses ja suunas aluspinnalt atmosfääri ja tagasi on väga mitmekesised ja avaldavad suurt mõju atmosfääriprotsesside muutumisele.

On hüpoteese, mille kohaselt soojusvahetuse arengu tunnused aluspinna erinevate osade ja atmosfääri vahel määravad atmosfääri protsesside stabiilse iseloomu pika aja jooksul.

Kui õhk soojeneb maailma ookeani ühe või teise osa anomaalselt (üle normaalse) veepinna kohal põhjapoolkera parasvöötme laiuskraadidel, tekib troposfääri keskosas kõrgrõhuala (baric ridge). , mille idaperifeeriast algab külma õhumassi ülekandumine Arktikast ja selle lääneosas - sooja õhu ülekandumine troopilistest laiuskraadidest põhja poole. Selline olukord võib teatud piirkondades kaasa tuua maapinna lähedal pikaajalise ilmaanomaalia säilimise – kuiv ja palav või suvel vihmane ja jahe, talvel pakane ja kuiv või soe ja lumine. Pilvisus mängib väga olulist rolli atmosfääri protsesside kujunemisel, reguleerides päikesesoojuse voolu maapinnale. Pilvisus suurendab oluliselt peegeldunud kiirguse osakaalu ja vähendab seeläbi maapinna kuumenemist, mis omakorda mõjutab sünoptiliste protsesside olemust. Selgub mingisugune tagasiside: atmosfääri tsirkulatsiooni iseloom mõjutab pilvesüsteemide teket ja pilvesüsteemid omakorda ringluse muutumist. Uuritud "maapealsetest" teguritest oleme välja toonud vaid olulisemad, mis mõjutavad ilmastiku kujunemist ja õhuringlust. Päikese aktiivsus mängib erilist rolli atmosfääri üldise tsirkulatsiooni muutuste põhjuste uurimisel. Siin tuleks eristada muutusi õhuringluses Maal seoses Päikeselt Maale tuleva summaarse soojusvoo muutumisega nn päikesekonstandi väärtuse kõikumise tagajärjel. Kuid nagu hiljutised uuringud näitavad, ei ole see tegelikkuses rangelt konstantne väärtus. Atmosfääri ringluse energia täieneb pidevalt tänu Päikese saadetud energiale. Seega, kui Päikese saadetud koguenergia kõigub märkimisväärsetes suurustes, võib see mõjutada tsirkulatsiooni ja ilmastiku muutumist Maal. Seda küsimust ei ole veel piisavalt uuritud. Mis puutub päikese aktiivsuse muutumisse, siis on hästi teada, et Päikese pinnal tekivad mitmesugused häired, päikeselaigud, tõrvikud, helbed, väljaulatuvad osad jne. Need häired põhjustavad ajutisi muutusi päikesekiirguse koostises, ultraviolettkomponendis ja päikesekiirguses. korpuskulaarne (s.t. laetud osakestest, peamiselt prootonitest koosnev) Päikesest lähtuv kiirgus. Mõned meteoroloogid arvavad, et päikese aktiivsuse muutus on seotud Maa atmosfääris toimuvate troposfääriliste protsessidega ehk ilmaga.

Viimane väide vajab rohkem uurimist, peamiselt seetõttu, et hästi avaldunud 11-aastane päikese aktiivsustsükkel ei avaldu Maa ilmastikutingimustes selgelt.

Teadaolevalt on olemas terved koolkonnad meteorolooge-ennustajaid, kes üsna edukalt ilma ennustavad seoses päikese aktiivsuse muutustega.

Tuul ja üldine atmosfääriringlus

Tuul on õhu liikumine kõrgema õhurõhuga piirkondadest madalama rõhuga piirkondadesse. Tuule kiiruse määrab õhurõhu erinevus.

Pidevalt tuleb arvestada tuule mõjuga navigeerimisel, kuna see põhjustab laeva triivi, tormilaineid jne.
Maakera eri osade ebaühtlase kuumenemise tõttu on olemas planeedi mastaabis atmosfäärivoolude süsteem (atmosfääri üldine tsirkulatsioon).

Õhuvool koosneb ruumis juhuslikult liikuvatest eraldiseisvatest keeristest. Seetõttu muutub igas punktis mõõdetud tuule kiirus ajas pidevalt. Suurimad tuule kiiruse kõikumised on märgatavad pinnakihis. Tuulekiiruste võrdlemiseks võeti standardkõrguseks 10 meetrit kõrgust merepinnast.

Tuule kiirust väljendatakse meetrites sekundis, tuule tugevust - punktides. Nende vaheline suhe määratakse Beauforti skaala järgi.

Beauforti skaala

Tuule kiiruse kõikumisi iseloomustab puhangukoefitsient, mille all mõistetakse tuule puhangute maksimaalse kiiruse ja 5-10 minuti jooksul saadud keskmise kiiruse suhet.
Tuule keskmise kiiruse kasvades puhangutegur väheneb. Suure tuulekiiruse korral on puhangutegur ligikaudu 1,2 - 1,4.

Pasaattuuled on tuuled, mis puhuvad aastaringselt ühes suunas vööndis ekvaatorist kuni 35 ° N. sh. ja kuni 30 ° S sh. Suuna stabiilne: põhjapoolkeral - kirdesse, lõunas - kagusse. Kiirus - kuni 6 m/s.

Mussoonid on parasvöötme laiuskraadide tuuled, mis puhuvad suvel ookeanilt mandrile ja talvel mandrilt ookeani. Jõudluskiirus 20 m/s. Mussoonid toovad rannikule talvel kuiva, selge ja külma ilma, suvel pilvise ilma, vihma ja uduga.

Tuuled on põhjustatud vee ja maa ebaühtlasest kuumenemisest päevasel ajal. Päeval puhub tuul merelt maale (meretuul). Öösel jahtunud rannikult - mere äärde (rannikutuul). Tuule kiirus 5 - 10 m/s.

Kohalikud tuuled tekivad teatud piirkondades reljeefi omaduste tõttu ja erinevad järsult üldisest õhuvoolust: need tekivad aluspinna ebaühtlase kuumenemise (jahtumise) tagajärjel. Üksikasjalik teave kohalike tuulte kohta on toodud purjetamisjuhistes ja hüdrometeoroloogilistes kirjeldustes.

Bora on tugev ja puhanguline tuul, mis puhub mäeküljelt alla. Toob märkimisväärse külmavärina.

Seda täheldatakse piirkondades, kus merega piirneb madal mäeahelik, perioodidel, mil õhurõhk maismaa kohal tõuseb ja temperatuur langeb võrreldes rõhu ja temperatuuriga mere kohal.

Novorossiiski lahe piirkonnas tegutseb boora novembris-märtsis keskmise tuulekiirusega umbes 20 m/s (üksikud puhangud võivad olla 50-60 m/s). Toime kestus on üks kuni kolm päeva.

Sarnaseid tuuli on täheldatud Novaja Zemljal, Prantsusmaa Vahemere rannikul (mistral) ja Aadria mere põhjarannikul.

Sirocco - Vahemere keskosa kuum ja niiske tuul kaasneb pilvede ja sademetega.

Tornaadod on kuni mitmekümnemeetrise läbimõõduga veepöörised, mis koosnevad mere kohal. Nad eksisteerivad kuni veerand ööpäevast ja liiguvad kiirusega kuni 30 sõlme. Tuule kiirus tornaado sees võib ulatuda kuni 100 m/s.

Tormituuled esinevad peamiselt madala õhurõhuga piirkondades. Eriti suure jõu saavutavad troopilised tsüklonid, mille juures tuule kiirus ületab sageli 60 m/s.

Tugevaid torme on täheldatud ka parasvöötme laiuskraadidel. Liikudes puutuvad paratamatult omavahel kokku soe ja külm õhumass.

Nende masside vahelist üleminekutsooni nimetatakse atmosfäärifrondiks. Rinde läbimisega kaasneb järsk ilmamuutus.

Atmosfäärifront võib olla paigal või liikumises. Eristage sooja, külma fronti, samuti oklusiooni esikülgi. Peamised atmosfäärifrondid on: arktiline, polaarne ja troopiline. Sünoptilistel kaartidel on esiküljed kujutatud joontena (rindejoon).

Soe front tekib siis, kui soojad õhumassid suruvad vastu külma õhumassi. Ilmakaartidel on soe front tähistatud pideva joonega poolringidega piki fronti, mis näitab külmema õhu suunda ja liikumissuunda.

Sooja frondi lähenedes hakkab rõhk langema, pilvisus tiheneb ja sadu sajab. Talvel frondi möödudes tekivad tavaliselt madalad kihtpilved. Õhu temperatuur ja niiskus tõusevad aeglaselt.

Kui front möödub, tõusevad temperatuur ja niiskus tavaliselt kiiresti ning tuul tugevneb. Pärast frondi läbimist tuule suund muutub (tuul pöördub päripäeva), rõhulangus peatub ja algab selle nõrk kasv, pilved hajuvad, sademed lakkavad.

Külma front tekib siis, kui külmad õhumassid liiguvad edasi soojematele (joon. 18.2). Ilmakaartidel on külm front kujutatud pideva joonena koos kolmnurkadega, mis näitavad soojemat temperatuuri ja sõidusuunda. Rõhk rinde ees langeb tugevalt ja ebaühtlaselt, laev satub hoovihma, äikese, tuisu ja tugeva lainetuse tsooni.

Suletud front on front, mis moodustub sooja ja külma frondi ühinemisel. Esindatud pideva joonega vahelduvate kolmnurkade ja poolringidega.

Soe esiosa

külm esiosa

Tsüklon on tohutu (sadade kuni mitme tuhande kilomeetri) läbimõõduga atmosfääripööris, mille keskmes on vähendatud õhurõhk. Tsüklonis olev õhk ringleb põhjapoolkeral vastupäeva ja lõunapoolkeral päripäeva.

Tsükloneid on kahte peamist tüüpi – ekstratroopilised ja troopilised.

Esimesed tekivad parasvöötme või polaarlaiuskraadidel ning nende läbimõõt on arengu alguses tuhandeid kilomeetreid, nn kesktsükloni puhul aga kuni mitu tuhat.

Troopiline tsüklon on troopilistel laiuskraadidel moodustunud tsüklon, see on õhukeeris, mille keskel on tormituule kiirusega alandatud atmosfäärirõhk. Moodustunud troopilised tsüklonid liiguvad koos õhumassidega idast läände, kaldudes samal ajal järk-järgult kõrgetele laiuskraadidele.

Selliseid tsükloneid iseloomustavad ka nn. "tormisilm" - 20 - 30 km läbimõõduga keskala suhteliselt selge ja tuulevaikse ilmaga. Aastas täheldatakse maailmas umbes 80 troopilist tsüklonit.

Vaade tsüklonile kosmosest

Troopiliste tsüklonite rajad

Kaug-Idas ja Kagu-Aasias nimetatakse troopilisi tsükloneid taifuunideks (hiina keelest tai feng - suur tuul) ning Põhja- ja Lõuna-Ameerikas - orkaanideks (hispaania keeles huracán, nime saanud India tuulejumala järgi).
Üldiselt on aktsepteeritud, et torm muutub orkaaniks tuule kiirusel üle 120 km / h, kiirusel 180 km / h nimetatakse orkaaniks tugevaks orkaaniks.

7. Tuul. Atmosfääri üldine tsirkulatsioon

Loeng 7. Tuul. Atmosfääri üldine tsirkulatsioon

Tuul – see on õhu liikumine maapinna suhtes, milles domineerib horisontaalne komponent. Kui vaadeldakse tuule üles- või allaliikumist, võetakse arvesse ka vertikaalset komponenti. Tuul on iseloomustatud suund, kiirus ja tuuleiil.

Tuule esinemise põhjuseks on õhurõhu erinevus erinevates punktides, mis on määratud horisontaalse bariaarse gradiendiga. Rõhk ei ole sama, seda eelkõige õhu erineva kuumenemise ja jahutamise astme tõttu ning väheneb kõrgusega.

Rõhu jaotuse kujutamiseks maakera pinnal rakendatakse rõhku geograafilistele kaartidele, mõõdetakse samal ajal erinevates punktides ja vähendatakse samale kõrgusele (näiteks merepinnani). Sama rõhuga punktid on ühendatud joontega - isobaarid.

Nii tehakse kindlaks kõrgendatud (antitsüklonid) ja madala (tsüklonid) rõhuga piirkonnad ning ilmaennustuse jaoks nende liikumissuund. Isobaaride abil saab määrata, kui palju rõhk vahemaaga muutub.

Meteoroloogias mõiste horisontaalne baric gradient on rõhu muutus 100 km kohta piki isobaaridega risti asetsevat horisontaaljoont kõrgrõhult madalrõhule. See muutus on tavaliselt 1-2 hPa/100 km.

Õhu liikumine toimub gradiendi suunas, kuid mitte sirgjooneliselt, vaid keerulisemalt, maakera pöörlemise ja hõõrdumise tõttu õhku kõrvale kalduvate jõudude koostoime tõttu. Maa pöörlemise mõjul hälbib õhuliikumine barikagradiendist põhjapoolkeral paremale, lõunapoolkeral vasakule.

Suurimat kõrvalekallet täheldatakse poolustel ja ekvaatoril on see nullilähedane. Hõõrdejõud vähendab nii tuule kiirust kui ka kõrvalekallet pinnaga kokkupuutel, aga ka õhumassi sees erineva kiiruse tõttu atmosfääri kihtides. Nende jõudude koosmõjul kaldub tuul maismaa gradiendist kõrvale 45-55o, mere kohal 70-80o võrra.

Kõrguse suurenemisega suureneb tuule kiirus ja selle kõrvalekalle umbes 1 km tasemel kuni 90 °.

Tuule kiirust mõõdetakse tavaliselt m / s, harvemini - km / h ja punktides. Suund on võetud sealt, kust tuul puhub, määratakse rumbidena (neid on 16) või nurgakraadides.

Kasutatakse tuulevaatlusteks laba, mis paigaldatakse 10-12 m kõrgusele Kiiruse lühiajaliseks vaatluseks välikatsetes kasutatakse käeshoitavat anemomeetrit.

Anemorumbomeeter võimaldab eemalt mõõta tuule suunda ja kiirust , anemorumbograaf salvestab neid näitajaid pidevalt.

Tuule kiiruse ööpäevast muutumist ookeanide kohal peaaegu ei täheldata ja see on maismaal hästi väljendunud: öö lõpus - minimaalne, pärastlõunal - maksimaalne. Iga-aastane kurss on määratud atmosfääri üldise tsirkulatsiooni seadustega ja erineb maakera piirkonniti. Näiteks Euroopas suvel - minimaalne tuulekiirus, talvel - maksimaalne. Ida-Siberis on asi vastupidi.

Tuule suund konkreetses kohas muutub sageli, kuid kui võtta arvesse erinevate tuulte sagedust, saame kindlaks teha, et mõned on sagedasemad. Selliseks suundade uurimiseks kasutatakse graafikut, mida nimetatakse tuuleroosiks. Kõigi punktide igal sirgel joonistatakse soovitud perioodi vaadeldud tuulesündmuste arv ja saadud väärtused ühendatakse punktides joontega.

Tuul aitab kaasa atmosfääri gaasilise koostise püsivuse säilitamisele, õhumasside segamisele, transpordib niiske mereõhku sügavale mandritesse, varustades neid niiskusega.

Tuule ebasoodne mõju põllumajandusele võib väljenduda mullapinnalt aurustumise suurenemises, mis põhjustab põuda ning suure tuulekiiruse korral on võimalik muldade tuuleerosioon.

Põldude tõrjevahenditega tolmeldamisel, vihmutiga kastmisel tuleb arvestada tuule kiirust ja suunda. Metsavihmade rajamisel, lume kinnipidamisel peab olema teada valitsevate tuulte suund.

kohalikud tuuled.

Kohalikke tuuli nimetatakse tuuled, mis on iseloomulikud ainult teatud geograafilistele piirkondadele. Nende mõju ilmastikutingimustele on eriti oluline, nende päritolu on erinev.

tuuled – tuuled merede ja suurte järvede rannajoone lähedal, millel on järsk ööpäevane suunamuutus. Õnnelik meretuul puhub merest kaldale ja öösel - rannatuul puhub maalt merre (joon. 2).

Need väljenduvad selge ilmaga soojal aastaajal, kui üldine õhutransport on nõrk. Muudel juhtudel, näiteks tsüklonite läbimise ajal, võivad tuuled varjata tugevamad hoovused.

Tuule liikumist tuulte ajal täheldatakse mitmesaja meetri (kuni 1–2 km) kõrgusel, keskmise kiirusega 3–5 m/s, ja troopikas - ja enamgi, tungides kümnete kilomeetrite sügavusele maale või merre.

Tuulte teket seostatakse maapinna temperatuuri ööpäevase kõikumisega. Päeval soojeneb maismaa rohkem kui veepind, rõhk selle kohal muutub madalamaks ja õhk kandub merelt maismaale. Öösel jahtub maa kiiremini ja tugevamini, õhk kandub maismaalt merre.

Päevane tuul alandab temperatuuri ja suurendab suhtelist õhuniiskust, mis on eriti väljendunud troopikas. Näiteks Lääne-Aafrikas, kui mereõhk liigub maale, võib temperatuur langeda 10 °C või rohkem ja suhteline õhuniiskus tõusta 40%.

Tuuli on täheldatud ka suurte järvede kallastel: Ladoga, Onega, Baikal, Sevan jne, samuti suurtel jõgedel. Kuid nendes piirkondades on tuuled horisontaalselt ja vertikaalselt väiksemad.

Mägioru tuuled neid täheldatakse mägisüsteemides peamiselt suvel ja sarnanevad oma igapäevase perioodilisusega tuultele. Päeval puhuvad nad päikese kuumenemise tagajärjel orus ja mägede nõlvadel õhku ning öösel jahtudes voolab õhk nõlvadest alla. Öine õhuliikumine võib põhjustada külma, mis on eriti ohtlik kevadel, kui aiad õitsevad.

Föhn –soe ja kuiv tuul puhub mägedest orgudesse. Samal ajal tõuseb õhu temperatuur oluliselt ja õhuniiskus langeb, mõnikord väga kiiresti. Neid täheldatakse Alpides, Lääne-Kaukaasias, Krimmi lõunarannikul, Kesk-Aasia mägedes, Jakuutias, Kaljumägede idanõlvadel ja teistes mäesüsteemides.

Foehn tekib siis, kui õhuvool läbib harja. Kuna tuulealusel poolel tekib vaakum, imetakse õhk allapoole suunatud tuule näol alla. Laskuv õhk soojeneb kuiva adiabaatilise seaduse järgi: 1°C võrra iga 100 m laskumise kohta.

Näiteks kui 3000 m kõrgusel oleks õhu temperatuur -8o ja suhteline õhuniiskus 100%, siis orgu laskununa soojeneks see 22o-ni ja õhuniiskus väheneks 17%. Kui õhk tõuseb mööda tuulepoolset nõlva üles, siis veeaur kondenseerub ja tekivad pilved, sademeid ja laskuv õhk on veelgi kuivem.

Fööni kestus on mitu tundi kuni mitu päeva. Föön võib põhjustada intensiivset lumesulamist ja üleujutusi, kuivatada mulda ja taimestikku kuni nende surmani.

Bora–see on tugev, külm ja puhanguline tuul, mis puhub madalatelt mäeahelikelt soojemate merede poole.

Borat tuntakse kõige paremini Musta mere Novorossiiski lahes ja Aadria mere rannikul Trieste linna lähedal. Sarnased päritolult ja manifestatsioonilt booriga põhja poole piirkonnas

Bakuu, mistral Prantsusmaa Vahemere rannikul, põhjapoolne Mehhiko lahes.

Bora tekib külma õhumassi läbimisel rannikuharja. Õhk voolab alla raskusjõu mõjul, arendades kiirust üle 20 m / s, samal ajal kui temperatuur langeb oluliselt, mõnikord üle 25 ° C. Bora tuhmub mõne kilomeetri kaugusel rannikust, kuid mõnikord võib see hõivata märkimisväärse osa merest.

Novorossiiskis täheldatakse boorat umbes 45 päeva aastas, sagedamini novembrist märtsini, kestusega kuni 3 päeva, harva kuni nädalani.

Atmosfääri üldine tsirkulatsioon

Atmosfääri üldine tsirkulatsioon– see on kompleksne suurte õhuvoolude süsteem, mis kannab väga suuri õhumasse üle maakera.

Maapinna lähedal asuvas atmosfääris polaar- ja troopilistel laiuskraadidel täheldatakse transporti ida suunas, parasvöötme laiuskraadidel - läände.

Õhumasside liikumist raskendab Maa pöörlemine, samuti kõrg- ja madalrõhualade reljeef ning mõju. Tuulte hälve valitsevatest suundadest on kuni 70o.

Maakera tohutute õhumasside kuumutamisel ja jahutamisel moodustuvad kõrge ja madala rõhuga alad, mis määravad planeetide õhuvoolude suuna. Merepinna rõhu pikaajaliste keskmiste väärtuste põhjal selgusid järgmised seaduspärasused.

Mõlemal pool ekvaatorit on madalrõhuvöönd (jaanuaris - 15o põhjalaiuse ja 25o lõunalaiuse vahel, juulis - 35o põhjalaiuse kuni 5o lõunalaiuse vahel). See piirkond, nn ekvatoriaalne depressioon, laieneb rohkem poolkerale, kus antud kuul on suvi.

Sellest põhja- ja lõunasuunas rõhk tõuseb ja saavutab maksimumväärtused aastal subtroopilised kõrgrõhuvööndid(jaanuaris - 30 - 32o põhjalaiust ja lõunalaiust, juulis - 33-37o N ja 26-30o S). Subtroopikast parasvöötmesse langeb rõhk, eriti oluliselt lõunapoolkeral.

Minimaalne rõhk on kahes subpolaarsed madalrõhutsoonid(75-65o N ja 60-65o S). Edasi pooluste poole rõhk taas tõuseb.

Vastavalt rõhu muutustele paikneb ka meridionaalne baariline gradient. See on suunatud ühelt poolt subtroopikast - ekvaatorile, teiselt poolt - subpolaarsetele laiuskraadidele, poolustelt subpolaarsetele laiuskraadidele. See on kooskõlas tuulte tsoonisuunaga.

Atlandi ookeani, Vaikse ookeani ja India ookeani kohal puhuvad väga sageli kirde- ja kagutuuled - passaattuuled. Lõunapoolkeral, laiuskraadidel 40-60o, ulatuvad läänetuuled ümber kogu ookeani.

Põhjapoolkeral, parasvöötme laiuskraadidel, väljenduvad läänetuuled pidevalt ainult ookeanide kohal ja mandrite kohal on suunad keerulisemad, kuigi ülekaalus on ka läänetuuled.

Polaarlaiuskraadide idatuuled on selgelt täheldatavad ainult Antarktika äärealadel.

Aasia lõuna-, ida- ja põhjaosas on jaanuarist juulini tugev tuulte suunamuutus - need on piirkonnad mussoonid. Mussoonide põhjused on sarnased tuulte põhjustega. Suvel soojeneb Aasia mandriosa tugevalt ja üle selle laiub madalrõhuala, kuhu õhumassid ookeanilt tormavad.

Tekkiv suvine mussoon põhjustab suures koguses sademeid, sageli hoovihma. Talvel saabub Aasia kohale kõrgrõhkkond maapinna ookeaniga võrreldes intensiivsema jahenemise tõttu ning külm õhk liigub ookeanile, moodustades selge ja kuiva ilmaga talvise mussooni. Mussoonid tungivad rohkem kui 1000 km kõrgusele maapinnast kuni 3-5 km kõrgusele.

Õhumassid ja nende klassifikatsioon.

õhumass- see on väga suur õhuhulk, mis hõlmab miljonite ruutkilomeetrite pindala.

Atmosfääri üldise tsirkulatsiooni käigus jaguneb õhk eraldi õhumassideks, mis jäävad pikaks ajaks suurele territooriumile, omandavad teatud omadused ja põhjustavad erinevat tüüpi ilmastikuolusid.

Liikudes teistesse Maa piirkondadesse, toovad need massid endaga kaasa oma ilmastikurežiimi. Teatud tüüpi (tüüpide) õhumasside ülekaal konkreetses piirkonnas loob piirkonnale iseloomuliku kliimarežiimi.

Peamised erinevused õhumasside vahel on: temperatuur, niiskus, pilvisus, tolmusus. Näiteks suvel on õhk ookeanide kohal niiskem, külmem, puhtam kui maismaa kohal samal laiuskraadil.

Mida kauem on õhk ühe piirkonna kohal, seda rohkem see läbib muutusi, mistõttu õhumassid liigitatakse geograafiliste tsoonide järgi, kus need tekkisid.

Seal on peamised tüübid: 1) arktiline (antarktika), mis liiguvad poolustelt, kõrgrõhualadest; 2) parasvöötme laiuskraadid“polaarne” – põhja- ja lõunapoolkeral; 3) troopiline- liikuda subtroopikast ja troopikast parasvöötme laiuskraadidele; neli) ekvatoriaalne- tekkinud üle ekvaatori. Igas tüübis eristatakse merelisi ja mandrilisi alatüüpe, mis erinevad eelkõige tüübisisese temperatuuri ja niiskuse poolest. Õhk, olles pidevas liikumises, liigub tekkepiirkonnast naaberpiirkondadesse ja muudab aluspinna mõjul järk-järgult oma omadusi, muutudes järk-järgult teist tüüpi massiks. Seda protsessi nimetatakse muutumine.

külmõhumassideks nimetatakse neid, mis liiguvad soojemale pinnale. Nad põhjustavad külmavärinat piirkondades, kuhu nad tulevad.

Liikudes nad ise soojenevad maapinnalt, mistõttu tekivad masside sees suured vertikaalsed temperatuurigradiendid ja konvektsioon areneb koos rünk- ja rünkpilvede tekke ning tugevate vihmasadudega.

Külmemale pinnale liikuvaid õhumasse nimetatakse soe massid. Need toovad sooja, aga ise on altpoolt jahutatud. Konvektsioon neis ei arene ja ülekaalus on kihtsajupilved.

Naaberõhumassid on üksteisest eraldatud üleminekutsoonidega, mis on tugevalt kaldu Maa pinna poole. Neid tsoone nimetatakse frontideks.