Bewegung der Luftmassen Luft. Bewegung von Luftmassen in der Atmosphäre, die Rolle von Niederschlag, Wetter, Klima und Klimazonierung in geologischen Prozessen.31

10. Luftmassen

10.5. Transformation Luftmassen

Wenn sich die Zirkulationsbedingungen ändern, bewegt sich die Luftmasse als Ganzes von der Quelle ihrer Entstehung in benachbarte Gebiete und interagiert dabei mit anderen Luftmassen.

Bei der Bewegung beginnt die Luftmasse, ihre Eigenschaften zu ändern – sie hängen nicht nur von den Eigenschaften der Bildungsquelle ab, sondern auch von den Eigenschaften benachbarter Luftmassen, von den Eigenschaften der darunter liegenden Oberfläche, über die die Luftmasse strömt. sowie von der Zeitspanne, die seit der Entstehung der Luftmasse vergangen ist. Massen.

Diese Einflüsse können zu Veränderungen des Feuchtigkeitsgehalts der Luft sowie zu Veränderungen der Lufttemperatur durch Freisetzung latenter Wärme oder Wärmeaustausch mit dem Untergrund führen.

i Der Vorgang der Änderung der Eigenschaften der Luftmasse wird Transformation oder genannt

Evolution.

Die mit der Bewegung der Luftmasse verbundene Transformation wird als dynamisch bezeichnet. Die Bewegungsgeschwindigkeit der Luftmasse in verschiedenen Höhen ist unterschiedlich; das Vorhandensein einer Geschwindigkeitsverschiebung führt zu einer turbulenten Vermischung. Wenn die unteren Luftschichten erhitzt werden, kommt es zu Instabilität und es entsteht eine konvektive Durchmischung.

Typischerweise dauert der Prozess der Luftmassenumwandlung 3 bis 7 Tage. Ein Zeichen seines Endes ist das Aufhören der Veränderungen der Lufttemperatur von Tag zu Tag, sowohl in der Nähe der Erdoberfläche als auch in Höhenlagen – d. h. Erreichen der Gleichgewichtstemperatur.

i Die Gleichgewichtstemperatur charakterisiert die Temperaturcharakteristik einer gegebenen Temperatur

Bereich in gegebene Zeit des Jahres.

Der Prozess des Erreichens einer Gleichgewichtstemperatur kann als Prozess der Bildung einer neuen Luftmasse betrachtet werden.

Die Umwandlung von Luftmassen ist besonders intensiv, wenn sich der Untergrund verändert, beispielsweise wenn eine Luftmasse vom Land ins Meer wandert.

Ein markantes Beispiel ist die Umwandlung kontinentaler gemäßigter Luft über dem Japanischen Meer im Winter.

10. Luftmassen

Wenn kontinentale gemäßigte Luft über das Japanische Meer strömt, verwandelt sie sich in Luft mit ähnlichen Eigenschaften wie die gemäßigte Seeluft, die im Winter den Pazifischen Ozean einnimmt.

Kontinentale gemäßigte Luft zeichnet sich durch niedrige Luftfeuchtigkeit und sehr hohe Luftfeuchtigkeit aus niedrige Temperaturen Luft. Die Umwandlung kalter kontinentaler Luft über dem Japanischen Meer ist sehr intensiv, insbesondere bei plötzlichen Einbrüchen, wenn sich die Luftmasse im Anfangsstadium der Umwandlung befindet.

Die Hauptrolle bei der thermischen Umwandlung der Luft in der Oberflächenschicht spielt der turbulente Wärmeaustausch zwischen der Luftmasse und der darunter liegenden Meeresoberfläche.

Die Intensität der Erwärmung kalter Luft über dem Meer ist direkt proportional zum Temperaturunterschied zwischen Wasser und Luft. Empirischen Schätzungen zufolge ist die Größe der thermischen Umwandlung kalter Luft in der Nähe der Meeresoberfläche direkt proportional zum Produkt

(T-Tw) t,

Dabei ist T die Temperatur der kontinentalen Luft, Tw die Temperatur der Meeresoberfläche und t die Zeit (in Stunden), in der sich die kontinentale Luft über dem Meer bewegt.

Da der Temperaturunterschied zwischen der Luft des kontinentalen Monsuns und der Meeresoberflächentemperatur über dem Japanischen Meer vor der Küste von Primorje 10–15 °C übersteigt, erfolgt die Erwärmung der Luft an der Meeresoberfläche sehr schnell und hängt davon ab Weg über das Meer.

Wenn außerdem kalte Luft in den warmen Untergrund des Japanischen Meeres eindringt, nimmt deren Instabilität zu. Die Größe des vertikalen Temperaturgradienten in der Bodenschicht (100–150 m) nimmt mit der Höhe schnell zu.

Beachten Sie, dass sich die Luft bei schwachem Wind stärker erwärmt als bei starkem Wind, jedoch nur die dünne Oberflächenschicht der Atmosphäre. Bei starkem Wind ist eine Luftschicht mit größerer Dicke an der Durchmischung beteiligt – bis zu 1,5 km oder mehr. Ein intensiver turbulenter Wärmeaustausch, dessen indirekter Indikator die erhebliche Häufigkeit mäßiger und starker Winde über dem Meer ist, begünstigt die schnelle Ausbreitung warmer Luft nach oben. Gleichzeitig nimmt die Kaltadvektion mit der Höhe zu, was zu einer erhöhten Instabilität der Luftmasse führt.

Bei der Bewegung über dem Meer erwärmt sich die kontinentale Luft nicht nur, sondern reichert sich auch mit Feuchtigkeit an, was mit der Abnahme der Kondensation auch ihre Instabilität erhöht.

10. Luftmassen

Beim Aufsteigen feuchter Luft durch Kondensationsprozesse entsteht latente Verdampfungswärme. Die freiwerdende Kondensationswärme (latente Verdampfungswärme) wird zur Erwärmung der Luft genutzt. Beim Aufsteigen feuchter Luft sinkt die Temperatur nach dem feucht-adiabatischen Gesetz, also langsamer als bei trockener Luft.

Bei ihrer Bewegung über das Meer, begleitet von Erwärmung und Befeuchtung, wird die Luftmasse zumindest in der unteren 1,5 Kilometer langen Schicht der Atmosphäre instabil. Darin entwickelt sich nicht nur die dynamische, sondern auch die thermische Konvektion intensiv. Dies wird durch die Bildung von Cumuluswolken belegt, bei denen es sich um deformierte geschlossene Zellen handelt. Unter dem Einfluss des Windes dehnen sich diese Zellen in Form von Ketten von der Küste Primorjes bis zur Westküste Japans aus, wo ihre Dicke zunimmt und sie Niederschläge produzieren.

Die Bildung von Wolken über dem Meer und Veränderungen der Bewölkung auf dem Weg der Luftmasse führen wiederum zu Veränderungen der Lufttemperatur. Die daraus resultierende Bewölkung schirmt die ausgehende Strahlung ab und erzeugt eine Gegenstrahlung der Atmosphäre.

Darüber hinaus bilden sich entlang der Peripherie der Wolkenzelle abwärts gerichtete Luftströmungen. Beim Absinken wird die Luft aus ihrem Sättigungszustand entzogen und adiabatisch erwärmt. Die gesamte Abwärtsströmung über dem Meer kann einen erheblichen Beitrag zu Änderungen der Lufttemperatur über dem Meer leisten.

Darüber hinaus spielt die Änderung der Albedo eine Rolle bei der Erhöhung der Lufttemperatur: Im Winter bewegt sich die Luft vom Kontinent, wo die Schneedecke vorherrscht (Albedo im Durchschnitt 0,7), zur offenen Meeresoberfläche (Albedo im Durchschnitt 0,2). Diese Bedingungen können die Lufttemperatur um 5–10 °C erhöhen.

Die Ansammlung warmer Luft vor der Ostküste des Japanischen Meeres aktiviert die Bildung von Wolken und Niederschlägen, was wiederum die Bildung des Lufttemperaturfeldes beeinflusst.

10.6. Thermodynamische Klassifizierung von Luftmassen

Unter dem Gesichtspunkt der Umwandlung von Luftmassen können sie in warme, kalte und neutrale Luftmassen eingeteilt werden. Diese Klassifizierung wird als thermodynamisch bezeichnet.

10. Luftmassen

i Warm (kalt) ist eine Luftmasse, die wärmer (kälter) ist

seine Umgebung und in einem bestimmten Bereich kühlt (erwärmt) sich allmählich ab und versucht, sich dem thermischen Gleichgewicht anzunähern

Unter Umfeld Hier verstehen wir die Beschaffenheit der darunter liegenden Oberfläche, ihren thermischen Zustand sowie benachbarte Luftmassen.

Relativ warm (kalt) ist eine Luftmasse, die wärmer (kälter) als die umgebenden Luftmassen ist und sich in einem bestimmten Bereich weiter erwärmt (kühlt), d. h. ist kalt (warm) im oben genannten Sinne.

Um festzustellen, ob die Luftmasse in einem bestimmten Gebiet abkühlt oder erwärmt, sollte man die gleichzeitig gemessenen Lufttemperaturen oder die durchschnittlichen täglichen Lufttemperaturen über mehrere Tage vergleichen.

i Lokale (neutrale) Luftmasse ist die Masse, in der sich befindet

thermisches Gleichgewicht mit seiner Umgebung, d.h. Tag für Tag behält es seine Eigenschaften ohne wesentliche Änderungen bei.

Somit kann die transformierende Luftmasse sowohl warm als auch kalt sein und wird nach Abschluss der Transformation lokal.

Auf der Karte OT 1000 500 entspricht eine kalte Luftmasse einer Mulde oder einem geschlossenen Kältegebiet (einem kalten Fleck), eine warme Luftmasse entspricht einem Bergrücken oder einem heißen Fleck.

Eine Luftmasse kann sowohl durch ein instabiles als auch durch ein stabiles Gleichgewicht gekennzeichnet sein. Diese Aufteilung der Luftmassen berücksichtigt eines der wichtigsten Ergebnisse des Wärmeaustausches – die vertikale Verteilung der Lufttemperatur und die entsprechende Art des vertikalen Gleichgewichts. Stabile (UVM) und instabile (UVM) Luftmassen sind mit bestimmten Wetterbedingungen verbunden.

Neutrale (lokale) Luftmassen können zu jeder Jahreszeit entweder stabil oder instabil sein, abhängig von den anfänglichen Eigenschaften und der Umwandlungsrichtung der Luftmasse, aus der diese Luftmasse gebildet wurde. Über den Kontinenten sind neutrale Luftmassen im Sommer meist instabil, im Winter

– stabil. Über Ozeanen und Meeren sind solche Massen im Sommer oft stabil und im Winter instabil.

Bewegung von Luftmassen

Die gesamte Luft der Erde zirkuliert ständig zwischen dem Äquator und den Polen. Die am Äquator erhitzte Luft steigt auf, teilt sich in zwei Teile, ein Teil beginnt sich in Richtung zu bewegen Nordpol, der andere Teil - zum Südpol. Beim Erreichen der Pole kühlt die Luft ab. An den Polen dreht es sich und fällt herunter.

Abbildung 1. Das Prinzip der Luftverwirbelung

Es entstehen zwei riesige Wirbel, die jeweils eine ganze Hemisphäre bedecken, die Zentren dieser Wirbel liegen an den Polen.
Nach dem Absinken an den Polen beginnt die Luft zurück zum Äquator zu strömen; am Äquator steigt die erwärmte Luft auf. Dann bewegt es sich wieder in Richtung der Pole.
In den unteren Schichten der Atmosphäre ist die Bewegung etwas komplizierter. In den unteren Schichten der Atmosphäre beginnt sich die Luft vom Äquator wie üblich in Richtung der Pole zu bewegen, am 30. Breitengrad fällt sie jedoch ab. Ein Teil davon kehrt zum Äquator zurück, wo er wieder aufsteigt, der andere Teil, der am 30. Breitengrad abfällt, bewegt sich weiter in Richtung der Pole.

Abbildung 2. Luftbewegung auf der Nordhalbkugel

Windkonzept

Wind – die Bewegung der Luft relativ zur Erdoberfläche (die horizontale Komponente dieser Bewegung), manchmal spricht man unter Berücksichtigung seiner vertikalen Komponente von einem Auf- oder Abwind.

Windgeschwindigkeit

Schätzung der Windgeschwindigkeit in Punkten, der sogenannten Beaufort Skala, wonach der gesamte Bereich der möglichen Windgeschwindigkeiten in 12 Abstufungen unterteilt ist. Diese Skala setzt die Stärke des Windes in Beziehung zu seinen verschiedenen Auswirkungen, wie z. B. dem Grad der rauen See, dem Schwanken von Ästen und Bäumen, der Ausbreitung von Rauch aus Schornsteinen usw. Jede Abstufung auf der Beaufort-Skala hat einen bestimmten Namen. Somit entspricht Null auf der Beaufort-Skala Ruhe, d. h. völlige Abwesenheit von Wind. Wind um 4 Punkte, so Beaufort wird als moderat bezeichnet und entspricht einer Geschwindigkeit von 5–7 m/s; an 7 Punkten - stark, mit einer Geschwindigkeit von 12-15 m/Sek.; an 9 Punkten - ein Sturm, mit einer Geschwindigkeit von 18-21 m/Sek.; schließlich ist ein Wind von 12 Punkten bereits ein Hurrikan, mit einem Geschwindigkeit von über 29 m/Sek . An der Erdoberfläche haben wir es am häufigsten mit Winden zu tun, deren Geschwindigkeiten in der Größenordnung von 4–8 m/s liegen und selten 12–15 m/s überschreiten. Dennoch können bei Stürmen und Hurrikanen in gemäßigten Breiten Geschwindigkeiten darüber liegen 30 m/Sek. und in einigen Böen bis zu 60 m/Sek. tropische Hurrikane Windgeschwindigkeiten erreichen bis zu 65 m/sec, einzelne Böen bis zu 100 m/sec. In kleinräumigen Wirbeln (Tornados, Blutgerinnseln) sind Geschwindigkeiten von über 100 m/sec möglich. In den sogenannten Jetstreams In der oberen Troposphäre und unteren Stratosphäre kann die durchschnittliche Windgeschwindigkeit über einen langen Zeitraum und über ein großes Gebiet bis zu 70–100 m/s erreichen . Die Windgeschwindigkeit an der Erdoberfläche wird mit Anemometern unterschiedlicher Bauart gemessen. Instrumente zur Windmessung an Bodenstationen werden in einer Höhe von 10–15 m über der Erdoberfläche installiert.

Tabelle 1. WINDSTÄRKE.
Beaufort-Skala zur Bestimmung der Windstärke
Punkte	Visuelle Zeichen an Land	Windgeschwindigkeit, km/h	Begriffe zur Windkraft
	Ruhig; Rauch steigt senkrecht auf	Weniger als 1,6	Ruhig
	Die Richtung des Windes ist an der Ablenkung des Rauches erkennbar, nicht jedoch an der Wetterfahne.	1,6–4,8	Ruhig
	Der Wind ist auf der Gesichtshaut zu spüren; Blätter rascheln; Normale Wetterfahnen drehen sich	6,4–11,2	Einfach
	Blätter und kleine Zweige sind ständig in Bewegung; Lichtfahnen flattern	12,8–19,2	Schwach
	Der Wind wirbelt Staub und Papierfetzen auf; dünne Äste schwanken	20,8–28,8	Mäßig
	Die Laubbäume schwanken; Auf Landgewässern treten Wellen auf	30,4–38,4	Frisch
	Dicke Äste schwanken; man hört den Wind in den Stromkabeln pfeifen; schwer zu haltender Regenschirm	40,0–49,6	Stark
	Baumstämme schwanken; Es ist schwer, gegen den Wind zu schwimmen	51,2–60,8	Stark
	Äste brechen; Es ist fast unmöglich, gegen den Wind zu fahren	62,4–73,6	Sehr stark
	Kleinerer Schaden; Der Wind reißt Rauchhauben und Ziegel von Dächern	75,2–86,4	Sturm
	Kommt selten an Land vor. Bäume werden entwurzelt. Erheblicher Schaden an Gebäuden	88,0–100,8	Starker Sturm
	An Land kommt es sehr selten vor. Begleitet von großflächiger Zerstörung	102,4–115,2	Heftiger Sturm
	Schwere Störung (die Werte 13–17 wurden 1955 vom US Weather Bureau hinzugefügt und werden in den Skalen der USA und des Vereinigten Königreichs verwendet)	116,8–131,2	Hurrikan
	132,8–147,2
	148,8–164,8
	166,4–182,4
	184,0–200,0
	201,6–217,6

Richtung des Windes

Als Windrichtung bezeichnet man die Richtung, aus der er weht. Sie können diese Richtung angeben, indem Sie entweder den Punkt am Horizont angeben, von dem aus der Wind weht, oder den Winkel, den die Windrichtung mit dem Meridian des Ortes bildet, d. h. sein Azimut. Im ersten Fall gibt es acht Hauptrichtungen des Horizonts: Norden, Nordosten, Osten, Südosten, Süden, Südwesten, Westen, Nordwesten. Und acht Zwischenpunkte zwischen ihnen: Nordnordost, Ostnordost, Ostsüdost, Südsüdost, Südsüdwesten, Westsüdwesten, Westnordwesten, Nordnordwesten. Sechzehn Bezugspunkte, die die Richtung angeben, aus der der Wind weht, haben folgende Abkürzungen:

Tabelle 2. ABKÜRZUNGEN FÜR RUMBERS
MIT	N	IN	E	YU	S		W
CCB	NNE	ESE	ESE	SSW	SSW	WNW	W.N.W.
C.B.	NE	SE	S.E.	SW	S.W.	NW	NW
BCB	ENE	SSE	SSE	WSW	WSW	CVD	NNW
N – Norden, E – Osten, S – Süden, W – Westen

Atmosphärische Zirkulation

Atmosphärische Zirkulation - Meteorologische Beobachtungen über den Zustand der Lufthülle des Globus – der Atmosphäre – zeigen, dass sie überhaupt nicht in Ruhe ist: Mit Hilfe von Wetterfahnen und Anemometern beobachten wir ständig die Übertragung von Luftmassen von einem Ort zum anderen in die Form des Windes. Die Untersuchung der Winde in verschiedenen Regionen der Erde hat gezeigt, dass die Bewegungen der Atmosphäre in den unteren Schichten, die unserer Beobachtung zugänglich sind, einen sehr unterschiedlichen Charakter haben. Es gibt Gebiete, in denen Windphänomene wie andere Wetterereignisse einen sehr deutlich ausgeprägten Stabilitätscharakter haben, ein bekanntes Streben nach Beständigkeit. In anderen Gebieten ändern die Winde ihren Charakter so schnell und oft, ihre Richtung und Stärke ändern sich so abrupt und plötzlich, als gäbe es in ihren schnellen Veränderungen keine Gesetzmäßigkeit. Mit der Einführung der synoptischen Methode zur Untersuchung nichtperiodischer Wetteränderungen wurde es jedoch möglich, einen Zusammenhang zwischen der Druckverteilung und den Bewegungen der Luftmassen festzustellen; Weitere theoretische Studien von Ferrel, Guldberg und Mohn, Helmholtz, Betzold, Oberbeck, Sprung, Werner Siemens und anderen Meteorologen erklärten, wo und wie Luftströmungen entstehen und wie sie sich über die Erdoberfläche und in der Masse der Atmosphäre verteilen. Eine sorgfältige Untersuchung meteorologischer Karten, die den Zustand der unteren Schicht der Atmosphäre – das Wetter an der Erdoberfläche selbst – darstellen, zeigte, dass der atmosphärische Druck ziemlich ungleichmäßig über die Erdoberfläche verteilt ist, normalerweise in Form von Bereichen mit niedrigerem oder höherem Druck Druck als in der Umgebung; je nach dem in ihnen entstehenden Windsystem stellen diese Gebiete echte atmosphärische Wirbel dar. Tiefdruckgebiete werden üblicherweise als barometrische Tiefs, barometrische Depressionen oder Zyklone bezeichnet; Gebiete mit hohem Druck werden barometrische Höhen oder Antizyklone genannt. Das gesamte Wetter in dem von ihnen bewohnten Gebiet ist eng mit diesen Gebieten verbunden, was sich in Tiefdruckgebieten stark von dem Wetter in Gebieten mit vergleichsweise hohem Druck unterscheidet. Die genannten Gebiete bewegen sich entlang der Erdoberfläche und tragen das für sie charakteristische Wetter mit sich und bewirken mit ihren Bewegungen dessen nichtperiodische Veränderungen. Weitere Untersuchungen dieser und anderer Bereiche führten zu dem Schluss, dass diese Arten der atmosphärischen Druckverteilung möglicherweise auch einen anderen Charakter in ihrer Fähigkeit haben, ihre Existenz aufrechtzuerhalten und ihre Position auf der Erdoberfläche zu ändern, und sich durch eine sehr unterschiedliche Stabilität auszeichnen: Es gibt barometrische Mindest- und Höchstwerte, vorübergehend und dauerhaft. Während die ersten – Wirbel – temporär sind und keine ausreichende Stabilität aufweisen und mehr oder weniger schnell ihren Platz auf der Erdoberfläche wechseln, mal verstärkend, mal schwächer und schließlich in relativ kurzen Zeiträumen völlig zerfallend, gibt es Bereiche mit konstanten Maxima und Minima sind äußerst stabil und bleiben sehr lange ohne nennenswerte Veränderungen an der gleichen Stelle. Die unterschiedliche Stabilität dieser Regionen hängt natürlich eng mit der Stabilität des Wetters und der Art der Luftströmungen in dem von ihnen besetzten Gebiet zusammen: Konstante Höhen und Tiefen entsprechen einem konstanten, stabilen Wetter und einem bestimmten, unveränderlichen System von Winde, die monatelang am Ort ihrer Existenz verweilen; Temporäre Wirbel verursachen mit ihren schnellen, ständigen Bewegungen und Veränderungen extrem wechselhaftes Wetter und ein für ein bestimmtes Gebiet sehr instabiles Windsystem. So sind die atmosphärischen Bewegungen in der unteren Schicht der Atmosphäre, nahe der Erdoberfläche, sehr vielfältig und komplex und weisen darüber hinaus nicht immer und nicht überall eine ausreichende Stabilität auf, insbesondere in den Bereichen, in denen temporäre Wirbel vorherrschen. Wie die Bewegungen der Luftmassen in etwas höheren Schichten der Atmosphäre aussehen werden, sagen gewöhnliche Beobachtungen nichts; Nur Beobachtungen der Wolkenbewegungen lassen vermuten, dass dort, ab einer bestimmten Höhe über der Erdoberfläche, alle allgemeinen Luftmassenbewegungen etwas vereinfacht sind, einen definierteren und gleichmäßigeren Charakter haben. Mittlerweile mangelt es nicht an Fakten, die auf den enormen Einfluss der hohen Atmosphärenschichten auf das Wetter in den unteren Schichten hinweisen: Es genügt beispielsweise der Hinweis, dass die Bewegungsrichtung temporärer Wirbel offenbar direkt ist abhängig von der Bewegung der hohen Schichten der Atmosphäre. Daher waren bereits einige Theorien aufgetaucht, die versuchten, alle Einzelbeobachtungen der Bewegungen der unteren Luftschichten zu kombinieren, noch bevor die Wissenschaft über genügend Fakten verfügte, um die Frage nach den Bewegungen der hohen Schichten der Atmosphäre zu lösen und erstellen Sie ein allgemeines Farbschema für die Atmosphäre. Dies war zum Beispiel die von Mori aufgestellte Theorie der zentralen Atmosphäre. Aber bis eine ausreichende Anzahl von Fakten gesammelt wurde, bis der Zusammenhang zwischen dem Luftdruck an bestimmten Punkten und seinen Bewegungen vollständig geklärt war, konnten solche Theorien, die mehr auf Hypothesen als auf tatsächlichen Daten beruhten, keine wirkliche Vorstellung davon vermitteln, was tatsächlich möglich ist passieren und geschieht in der Atmosphäre. Erst gegen Ende des letzten 19. Jahrhunderts. Hierzu haben sich genügend Fakten angesammelt und die Dynamik der Atmosphäre hat sich so weit entwickelt, dass es möglich geworden ist, ein reales und kein wahrsagekräftiges Bild der Farbe der Atmosphäre zu zeichnen. Die Ehre, das Problem der allgemeinen Luftmassenzirkulation in der Atmosphäre zu lösen, gebührt dem amerikanischen Meteorologen William Ferrel- eine so allgemeine, vollständige und korrekte Lösung, dass alle späteren Forscher auf diesem Gebiet nur Details entwickelten oder Ferrels Grundgedanken weiter ergänzten. Der Hauptgrund für alle Bewegungen in der Atmosphäre ist die ungleichmäßige Erwärmung verschiedener Punkte der Erdoberfläche durch die Sonnenstrahlen. Bei ungleichmäßiger Erwärmung entsteht ein Druckunterschied an unterschiedlich beheizten Punkten; und das Ergebnis des Druckunterschieds wird immer und ausnahmslos die Bewegung von Luftmassen von höher gelegenen Orten zu höher gelegenen Orten sein niedriger Druck. Aufgrund der starken Erwärmung der äquatorialen Breiten und der sehr niedrigen Temperatur der Polarländer auf beiden Hemisphären muss daher die an die Erdoberfläche angrenzende Luft in Bewegung geraten. Wenn wir anhand der verfügbaren Beobachtungen die Durchschnittstemperaturen verschiedener Breiten berechnen, dann wird der Äquator im Durchschnitt 45° wärmer sein als die Pole. Um die Bewegungsrichtung zu bestimmen, ist es notwendig, die Druckverteilung auf der Erdoberfläche und in der Masse der Atmosphäre zu verfolgen. Um die ungleichmäßige Verteilung von Land und Wasser über die Erdoberfläche zu beseitigen, die alle Berechnungen erheblich erschwert, ging Ferrel davon aus, dass sowohl Land als auch Wasser gleichmäßig entlang der Parallelen verteilt sind, und berechnete die Durchschnittstemperaturen verschiedener Parallelen, den Temperaturabfall als man erhebt sich bis zu einer bestimmten Höhe über der Erdoberfläche und dem Druck am Boden; und dann berechnete er anhand dieser Daten bereits den Druck in einigen anderen Höhen. Die folgende kleine Tafel stellt das Ergebnis von Ferrels Berechnungen dar und gibt die durchschnittliche Druckverteilung über die Breitengrade auf der Erdoberfläche und in Höhen von 2000 und 4000 m an.

Tabelle 3. DRUCKVERTEILUNG NACH BREITUNGEN IM GELÄNDE UND IN HÖHEN 2000 UND 4000 M
	Durchschnittlicher Druck auf der Nordhalbkugel
Auf dem Breitengrad:	80 ○	70 ○	60 ○	50 ○	40 ○	30 ○	20 ○	10 ○
Auf Meereshöhe	760,5	758,7	758,7	760,07	762,0	761,7	759,2	757,9
Auf einer Höhe von 2000 m	582,0	583,6	587,6	593,0	598,0	600,9	600,9	600,9
Auf einer Höhe von 4000 m	445,2	446,6	451,9	457,0	463,6	468,3	469,9	470,7
	Durchschnittlicher Luftdruck auf der Südhalbkugel
Auf dem Breitengrad:	(Äquator)	10 ○	20 ○	30 ○	40 ○	50 ○	60 ○	70 ○
Auf Meereshöhe	758,0	759,1	761,7	763,5	760,5	753,2	743,4	738,0
Auf einer Höhe von 2000 m	601,1	601,6	602,7	602,2	597,1	588,0	577,0	569,9
Auf einer Höhe von 4000 m	471,0	471,1	471,1	469,3	463,1	453,7	443,9	437,2

Wenn wir die unterste Schicht der Atmosphäre vorerst beiseite lassen, wo die Verteilung von Temperatur, Druck und auch Strömungen sehr ungleichmäßig ist, dann in einer bestimmten Höhe, wie aus der Tafel hervorgeht, aufgrund des aufsteigenden Stroms erhitzter Luft In der Nähe des Äquators finden wir darüber einen erhöhten Druck, der zu den Polen hin gleichmäßig abnimmt und hier seinen kleinsten Wert erreicht. Bei einer solchen Druckverteilung in diesen Höhen über der Erdoberfläche sollte sich eine kolossale Strömung bilden, die die gesamte Hemisphäre bedeckt und in Äquatornähe aufsteigende Massen warmer, erhitzter Luft zu den Tiefdruckzentren – zu den Polen – transportiert. Berücksichtigt man auch die ablenkende Wirkung der Zentrifugalkraft, die aus der täglichen Rotation der Erde um ihre Achse resultiert, sollte jeder sich bewegende Körper auf der Nordhalbkugel nach rechts von der ursprünglichen Richtung abgelenkt werden, auf der Südhalbkugel nach links Hemisphären, dann wird sich die resultierende Strömung in den betrachteten Höhen auf jeder Hemisphäre offensichtlich in einen riesigen Wirbel verwandeln, der Luftmassen in der Richtung von Südwesten nach Nordosten auf der Nordhalbkugel und von Nordwesten nach Südosten auf der Südhalbkugel transportiert.

Beobachtungen der Bewegung von Zirruswolken und anderen stützen diese theoretischen Schlussfolgerungen. Wenn sich die Breitenkreise verengen und sich den Polen nähern, wird die Bewegungsgeschwindigkeit der Luftmassen in diesen Wirbeln zunehmen, jedoch bis zu einer gewissen Grenze; dann wird es dauerhafter. In der Nähe des Pols sollten die einströmenden Luftmassen nach unten sinken, der neu einströmenden Luft Platz machen und einen Abwärtsstrom bilden, und dann sollten sie unterhalb des Pols zurück zum Äquator strömen. Zwischen beiden Strömungen muss in einer bestimmten Höhe eine neutrale Ruheluftschicht vorhanden sein. Unten ist eine solche korrekte Übertragung der Luftmassen von den Polen zum Äquator jedoch nicht zu beobachten: Die vorherige Tafel zeigt, dass in der unteren Luftschicht der atmosphärische Druck unten am höchsten sein wird, nicht an den Polen, wie es sein sollte seine korrekte Verteilung entspricht der oberen. Der höchste Druck in der unteren Schicht fällt auf einer Breite von etwa 30°-35° in beiden Hemisphären; Daher werden die niedrigeren Strömungen von diesen Hochdruckzentren sowohl zu den Polen als auch zum Äquator geleitet und bilden zwei separate Windsysteme. Der Grund für dieses Phänomen, das auch von Ferrel theoretisch erklärt wurde, ist folgender. Es stellt sich heraus, dass in einer bestimmten Höhe über der Erdoberfläche abhängig von Änderungen des Breitengrades des Ortes, der Größe des Gefälles und des Reibungskoeffizienten die meridionale Komponente der Bewegungsgeschwindigkeit der Luftmassen auf 0 sinken kann. Genau das passiert in Breitengraden von ca. 30°-35°: Hier in einer bestimmten Höhe findet also nicht nur keine Bewegung der Luft zu den Polen hin statt, sondern es kommt sogar zu einer Ansammlung der Luft aufgrund ihres kontinuierlichen Zustroms vom Äquator und von den Polen her, was zu einer Luftströmung führt Druckanstieg unten in diesen Breiten. So entstehen an der Erdoberfläche in jeder Hemisphäre, wie bereits erwähnt, zwei Strömungssysteme: Von 30° bis zu den Polen wehen Winde, die im Norden durchschnittlich von Südwesten nach Nordosten und im Süden von Nordwesten nach Südosten gerichtet sind Hemisphäre; Ab 30° zum Äquator wehen die Winde auf der Nordhalbkugel von NE nach SW, auf der Südhalbkugel von SO nach NW. Diese letzten beiden Windsysteme, die in beiden Hemisphären zwischen dem Äquator und dem 31. Breitengrad wehen, bilden sozusagen einen breiten Ring, der die beiden riesigen Wirbel in der unteren und mittleren Schicht der Atmosphäre trennt und Luft vom Äquator zum Äquator transportiert Pole (siehe auch Atmosphärendruck). Wo sich auf- und absteigende Luftströmungen bilden, sind Flaute zu beobachten; Dies ist genau der Ursprung der äquatorialen und tropischen Zonen der Stille; Ein ähnlicher Gürtel der Stille sollte laut Ferrel auch an den Polen existieren.

Wohin aber geht der umgekehrte Luftstrom, der sich von den Polen zum Äquator ausbreitet? Es muss jedoch berücksichtigt werden, dass mit zunehmender Entfernung von den Polen die Größe der Breitengradkreise und folglich die Fläche der Gürtel gleicher Breite, die von sich ausbreitenden Luftmassen eingenommen wird, schnell zunimmt; dass die Strömungsgeschwindigkeit im umgekehrten Verhältnis zur Zunahme in diesen Gebieten schnell abnehmen sollte; dass an den Polen die in den oberen Schichten sehr verdünnte Luft schließlich von oben nach unten absinkt, deren Volumen mit zunehmendem Druck nach unten sehr schnell abnimmt. All diese Gründe erklären vollständig, warum es schwierig und sogar völlig unmöglich ist, diesen umgekehrten Unterströmungen in einiger Entfernung von den Polen zu folgen. Dies ist im Allgemeinen das von Ferrel angegebene Schema der allgemeinen Zirkulationsatmosphäre unter der Annahme einer gleichmäßigen Verteilung von Land und Wasser entlang von Parallelen. Beobachtungen bestätigen dies voll und ganz. Nur in der unteren Schicht der Atmosphäre werden Luftströmungen, wie Ferrel selbst betont, viel komplexer sein als dieses Schema, und zwar gerade aufgrund der ungleichmäßigen Verteilung von Land und Wasser und der unterschiedlichen Erwärmung durch die Sonnenstrahlen und ihrer Abkühlung das Fehlen oder die Abnahme der Sonneneinstrahlung; Berge und Hügel haben auch großen Einfluss auf die Bewegungen der untersten Schichten der Atmosphäre.

Eine sorgfältige Untersuchung atmosphärischer Bewegungen in der Nähe der Erdoberfläche zeigt im Allgemeinen, dass Wirbelsysteme die Hauptform solcher Bewegungen darstellen. Angefangen bei den grandiosen Wirbeln, die laut Ferrel jede ganze Hemisphäre umfassen, Wirbel, wie können sie heißen? erste Bestellung In der Nähe der Erdoberfläche sind Wirbelsysteme zu beobachten, deren Größe sukzessive abnimmt, bis hin zu elementaren kleinen und einfachen Wirbeln. Durch das Zusammenwirken von Strömungen unterschiedlicher Geschwindigkeit und Richtung im Bereich von Wirbeln erster Ordnung, nahe der Erdoberfläche, Wirbel zweiter Ordnung- die zu Beginn dieses Artikels erwähnten permanenten und temporären barometrischen Maxima und Minima, die in ihrem Ursprung sozusagen eine Ableitung früherer Wirbel sind. Die Untersuchung der Entstehung von Gewittern führte A. V. Klossovsky und andere Forscher zu dem Schluss, dass diese Phänomene in ihrer Struktur lediglich ähnlich, aber im Vergleich zu den vorherigen unvergleichlich kleiner sind. Wirbel dritter Ordnung. Diese Wirbel scheinen am Rande barometrischer Minima (Wirbel zweiter Ordnung) zu entstehen, genauso wie kleine, sich sehr schnell drehende und verschwindende Strudel um eine große Vertiefung im Wasser entstehen, die durch ein Ruder entsteht, mit dem wir beim Segeln rudern ein Boot. Genauso bilden barometrische Minima zweiter Ordnung, bei denen es sich um mächtige Luftwirbel handelt, bei ihrer Bewegung kleinere Luftwirbel, die im Vergleich zu dem Minimum, das sie bildet, sehr klein sind.

Wenn diese Wirbel von elektrischen Phänomenen begleitet werden, die oft durch die entsprechenden Temperatur- und Feuchtigkeitsbedingungen in der Luft verursacht werden können, die entlang des Bodens in die Mitte des barometrischen Minimums strömt, dann erscheinen sie in der Form Gewitter begleitet von den üblichen elektrischen Entladungsphänomenen, Donner und Blitz. Wenn die Bedingungen für die Entwicklung von Gewitterphänomenen nicht günstig sind, beobachten wir diese Wirbel dritter Ordnung in Form von schnell vorbeiziehenden Stürmen, Sturmböen, Regengüssen usw. Es gibt jedoch allen Grund zu der Annahme, dass diese drei Kategorien so unterschiedlich sind Ausmaß des Phänomens, Wirbelbewegungen Atmosphären sind nicht erschöpft. Die Struktur der Phänomene Tornados, Blutgerinnsel usw. zeigt, dass es sich bei diesen Phänomenen auch um echte Wirbel handelt; aber die Größen davon Wirbel vierter Ordnung noch weniger, noch unbedeutender als Gewitterwirbel. Die Untersuchung atmosphärischer Bewegungen führt uns daher zu dem Schluss, dass die Bewegungen von Luftmassen hauptsächlich – wenn nicht ausschließlich – durch die Bildung von Wirbeln erfolgen. Entsteht unter dem Einfluss von Rein Temperaturbedingungen, Wirbel erster Ordnung, die jede gesamte Hemisphäre bedecken, führen zu Wirbeln kleinerer Größe in der Nähe der Erdoberfläche; Diese wiederum führen zur Entstehung noch kleinerer Wirbel. Es scheint eine allmähliche Differenzierung größerer Wirbel in kleinere zu geben; Aber der Grundcharakter aller dieser Wirbelsysteme bleibt völlig gleich, von den größeren bis zu den kleinsten, selbst bei Tornados und Blutgerinnseln.

Zu Wirbeln zweiter Ordnung – permanenten und temporären barometrischen Maxima und Minima – bleibt noch Folgendes zu sagen. Die Studien von Hoffmeyer, Teisserand de Bor und Hildebrandson zeigten einen engen Zusammenhang zwischen dem Auftreten und insbesondere der Bewegung temporärer Maxima und Minima und den Veränderungen permanenter Maxima und Minima. Allein die Tatsache, dass diese letzteren bei allen Arten von Wetteränderungen in den sie umgebenden Gebieten ihre Grenzen oder Konturen nur sehr wenig verändern, weist darauf hin, dass es sich hier um dauerhafte Ursachen handelt, die über dem Einfluss gewöhnlicher Wetterfaktoren liegen. Laut Teisserant de Bor führen Druckunterschiede, die durch die ungleichmäßige Erwärmung oder Abkühlung verschiedener Teile der Erdoberfläche verursacht werden und unter dem Einfluss eines kontinuierlichen Anstiegs des Primärfaktors über einen mehr oder weniger langen Zeitraum summiert werden, zu großen barometrische Maxima und Minima. Wenn die primäre Ursache kontinuierlich oder über einen ausreichend langen Zeitraum wirkt, werden als Ergebnis ihrer Wirkung dauerhaft stabile Wirbelsysteme entstehen. Nachdem solche konstanten Maxima und Minima bekannte Größen und ausreichende Intensität erreicht haben, sind sie bereits Determinanten oder Regulatoren des Wetters in weiten Bereichen ihres Umfangs. Solche großen, konstanten Höhen und Tiefen wurden in erreicht In letzter Zeit, als ihre Rolle bei den Wetterphänomenen der sie umgebenden Länder klar wurde, der Name Wirkzentren der Atmosphäre. Aufgrund der Invarianz in der Konfiguration der Erdoberfläche und der daraus resultierenden Kontinuität des Einflusses der primären Ursache, die ihre Existenz verursacht, ist die Position solcher Maxima und Minima auf dem Globus ziemlich eindeutig und bis zu einem gewissen Grad unveränderlich. Abhängig von verschiedenen Bedingungen können ihre Grenzen und ihre Intensität jedoch in gewissen Grenzen variieren. Und diese Veränderungen in ihrer Intensität und ihren Umrissen dürften wiederum Auswirkungen auf das Wetter nicht nur benachbarter, sondern teilweise sogar weit entfernter Länder haben. Damit hat die Forschung von Teisserant de Bor die Abhängigkeit des Wetters in Europa von einem der folgenden Wirkungszentren vollständig nachgewiesen: Anomalien negativer Charakter, begleitet von einem Temperaturabfall im Vergleich zum Normalzustand, werden durch die Intensivierung und Ausdehnung des Sibirischen Hochs oder die Intensivierung und Ausbreitung des Azorenhochs verursacht; Anomalien positiver Natur – mit einem Temperaturanstieg im Vergleich zum Normalzustand – hängen direkt von der Bewegung und Intensität des isländischen Minimums ab. Hildebrandson ging in dieser Richtung sogar noch weiter und versuchte recht erfolgreich, Veränderungen in der Intensität und Bewegung der beiden genannten atlantischen Zentren mit Veränderungen nicht nur im Sibirischen Hochland, sondern auch in Druckzentren im Indischen Ozean in Verbindung zu bringen.

Luftmassen

Wetterbeobachtungen erlangten in der zweiten Hälfte des 19. Jahrhunderts eine große Verbreitung. Sie waren für die Erstellung synoptischer Karten erforderlich, die die Verteilung von Luftdruck und -temperatur, Wind und Niederschlag zeigten. Als Ergebnis der Analyse dieser Beobachtungen entstand eine Vorstellung von Luftmassen. Dieses Konzept ermöglichte es, einzelne Elemente zu kombinieren, zu identifizieren verschiedene Bedingungen Wetter und geben Sie seine Vorhersagen ab.

Luftmasse ist ein großes Luftvolumen mit horizontalen Abmessungen von mehreren hundert oder tausend Kilometern und vertikalen Abmessungen in der Größenordnung von 5 km, das durch annähernd gleichmäßige Temperatur und Luftfeuchtigkeit gekennzeichnet ist und sich ähnlich bewegt ein System in einer der Strömungen der allgemeinen Zirkulation der Atmosphäre (GCA)

Die Gleichmäßigkeit der Eigenschaften der Luftmasse wird dadurch erreicht, dass sie auf einer homogenen Untergrundoberfläche und unter ähnlichen Strahlungsbedingungen geformt wird. Darüber hinaus sind solche Zirkulationsbedingungen erforderlich, unter denen die Luftmasse längere Zeit im Entstehungsbereich verweilen würde.

Die Werte meteorologischer Elemente innerhalb der Luftmasse ändern sich geringfügig – ihre Kontinuität bleibt bestehen, horizontale Gradienten sind gering. Bei der Analyse meteorologischer Felder kann, solange wir uns in einer bestimmten Luftmasse aufhalten, eine lineare grafische Interpolation mit ausreichender Näherung verwendet werden, beispielsweise bei der Durchführung von Isothermen.

Im Übergang (Frontalzone) zwischen zwei Luftmassen kommt es zu einem starken Anstieg der horizontalen Gradienten meteorologischer Werte, der sich einem abrupten Übergang von einem Wert zum anderen nähert, oder zumindest zu einer Änderung der Größe und Richtung der Gradienten. Als charakteristischstes Merkmal einer bestimmten Luftmasse gilt die pseudopotentielle Lufttemperatur, die sowohl die tatsächliche Lufttemperatur als auch deren Luftfeuchtigkeit widerspiegelt.

Pseudopotentielle Lufttemperatur - die Temperatur, die die Luft während eines adiabatischen Prozesses annehmen würde, wenn zunächst der gesamte darin enthaltene Wasserdampf bei unendlich abnehmendem Druck kondensiert und aus der Luft herausfällt und die freigesetzte latente Wärme die Luft erwärmt und dann die Luft zugeführt wird unter Normaldruck.

Da eine wärmere Luftmasse in der Regel auch feuchter ist, kann der Unterschied in den pseudopotentiellen Temperaturen zweier benachbarter Luftmassen deutlich größer sein als der Unterschied in ihren tatsächlichen Temperaturen. Allerdings variiert die Pseudopotentialtemperatur innerhalb einer bestimmten Luftmasse langsam mit der Höhe. Diese Eigenschaft hilft bei der Bestimmung der Schichtung von Luftmassen übereinander in der Troposphäre.

Luftmassenskalen

Luftmassen liegen in derselben Größenordnung wie die Hauptströmungen der allgemeinen Zirkulation der Atmosphäre. Die lineare Ausdehnung der Luftmassen in horizontaler Richtung wird in Tausend Kilometern gemessen. Vertikal erstrecken sich Luftmassen über mehrere Kilometer in die Troposphäre, manchmal bis zu deren oberer Grenze.

Bei lokalen Zirkulationen, wie zum Beispiel Brisen, Berg-Tal-Winden, Fönen, ist die Luft in der Zirkulationsströmung auch in Eigenschaften und Bewegung mehr oder weniger von der umgebenden Atmosphäre isoliert. In diesem Fall kann jedoch nicht von Luftmassen gesprochen werden, da das Ausmaß der Phänomene hier unterschiedlich sein wird.

Beispielsweise ist ein von einer Brise bedeckter Streifen möglicherweise nur 1–2 Dutzend Kilometer breit und wird daher auf der Übersichtskarte nicht ausreichend reflektiert. Die vertikale Stärke der Brisenströmung beträgt ebenfalls mehrere hundert Meter. Bei lokalen Zirkulationen handelt es sich also nicht um unabhängige Luftmassen, sondern lediglich um einen gestörten Zustand innerhalb der Luftmassen über eine kurze Distanz.

Objekte, die durch die Wechselwirkung von Luftmassen entstehen – Übergangszonen (Frontalflächen), Frontalwolkensysteme aus Bewölkung und Niederschlag, Zyklonstörungen – haben die gleiche Größenordnung wie die Luftmassen selbst – flächenmäßig vergleichbar mit großen Teilen von Kontinenten oder Ozeane und ihre zeitliche Existenz - mehr als 2 Tage ( Tisch 4):

Eine Luftmasse hat klare Grenzen, die sie von anderen Luftmassen trennen.

Als Übergangszonen werden Luftmassen mit unterschiedlichen Eigenschaften bezeichnet Vorderflächen.

Innerhalb derselben Luftmasse kann die grafische Interpolation mit ausreichender Näherung verwendet werden, beispielsweise beim Zeichnen von Isothermen. Wenn man sich jedoch durch die Frontalzone von einer Luftmasse zur anderen bewegt, liefert die lineare Interpolation kein korrektes Bild mehr von der tatsächlichen Verteilung der meteorologischen Elemente.

Zentren für die Bildung von Luftmassen

Die Luftmasse erhält an der Entstehungsquelle klare Eigenschaften.

Die Quelle der Luftmassenbildung muss bestimmte Anforderungen erfüllen:

Die Homogenität der darunter liegenden Wasser- oder Landoberfläche, sodass die Luft in der Feuerstelle hinreichend ähnlichen Einflüssen ausgesetzt ist.

Homogenität der Strahlungsbedingungen.

Zirkulationsbedingungen, die stehende Luft in einem bestimmten Bereich fördern.

Die Entstehungszentren sind in der Regel Bereiche, in denen die Luft absinkt und sich dann in horizontaler Richtung ausbreitet – antizyklonische Systeme erfüllen diese Anforderung. Antizyklone sind wahrscheinlicher als Zyklone, die sich niedrig bewegen, daher erfolgt die Bildung von Luftmassen normalerweise in ausgedehnten, sich niedrig bewegenden (quasistationären) Antizyklonen.

Darüber hinaus werden die Anforderungen der Quelle durch langsame und diffuse thermische Depressionen gedeckt, die über erhitzten Landflächen entstehen.

Schließlich erfolgt die Bildung polarer Luft teilweise in der oberen Atmosphäre in langsamen, ausgedehnten und tiefen zentralen Wirbelstürmen in hohen Breiten. In diesen Drucksystemen kommt es zur Umwandlung (Umwandlung) tropischer Luft, die in hohen Breiten in den oberen Schichten der Troposphäre angesaugt wird, in Polarluft. Alle aufgeführten Drucksysteme können auch als Luftmassenzentren bezeichnet werden, nicht aus geografischer, sondern aus synoptischer Sicht.

Geografische Klassifizierung der Luftmassen

Luftmassen werden zunächst nach den Zentren ihrer Entstehung klassifiziert, abhängig von ihrer Lage in einer der Breitengrade – Arktis oder Antarktis, polare oder gemäßigte Breiten, tropische und äquatoriale.

Gemäß der geografischen Klassifizierung können Luftmassen entsprechend den Breitenzonen, in denen ihre Zentren liegen, in geografische Haupttypen eingeteilt werden:

Arktische oder antarktische Luft (AV),

Polare oder gemäßigte Luft (MF oder HC),

Tropische Luft (TV). Diese Luftmassen werden außerdem in marine (m) und kontinentale (k) Luftmassen unterteilt: mAV und kAV, muv und kUV (oder mPV und kPV), mTV und kTV.

Äquatoriale Luftmassen (EA)

In äquatorialen Breiten kommt es hier zu Konvergenz (Konvergenz der Strömungen) und Luftaufstieg, sodass Luftmassen, die sich über dem Äquator befinden, normalerweise aus der subtropischen Zone gebracht werden. Aber manchmal entstehen unabhängige äquatoriale Luftmassen.

Manchmal werden neben Brennpunkten im engeren Sinne auch Gebiete identifiziert, in denen sich Luftmassen im Winter bei ihrer Bewegung von einem Typ in einen anderen umwandeln. Dies sind Gebiete im Atlantik südlich von Grönland und im Pazifik über dem Bering- und Ochotskischen Meer, wo sich das cPV in mPV verwandelt, Gebiete über dem südöstlichen Nordamerika und südlich von Japan im Pazifischen Ozean, wo sich das cPV während des Wintermonsuns in mPV verwandelt. und Gebiet in Südasien, wo der asiatische CP in tropische Luft übergeht (auch im Monsunstrom)

Transformation von Luftmassen

Wenn sich die Zirkulationsbedingungen ändern, bewegt sich die Luftmasse als Ganzes von der Quelle ihrer Entstehung in benachbarte Gebiete und interagiert dabei mit anderen Luftmassen.

Der Prozess der Veränderung der Eigenschaften einer Luftmasse wird Transformation oder Evolution genannt.

Schon als Kind faszinierten mich die unsichtbaren Bewegungen um uns herum: die schwache, kreisende Brise Herbstblätter in einem engen Garten oder einem starken Winterzyklon. Es stellt sich heraus, dass diese Prozesse völlig verständliche physikalische Gesetze haben.

Welche Kräfte bewirken, dass sich Luftmassen bewegen?

Warme Luft ist leichter als kalte Luft – dieses einfache Prinzip kann die Luftbewegung auf dem Planeten erklären. Alles beginnt am Äquator. Hier Sonnenstrahlen fallen im rechten Winkel auf die Erdoberfläche und ein kleines Teilchen äquatorialer Luft erhält etwas mehr Wärme als seine Nachbarn. Dieses warme Teilchen wird leichter als seine Nachbarn, was bedeutet, dass es nach oben zu schweben beginnt, bis es die gesamte Wärme verliert und wieder zu sinken beginnt. In den dreißiger Breitengraden der nördlichen oder südlichen Hemisphäre findet die Abwärtsbewegung jedoch bereits statt.

Ohne zusätzliche Kräfte würde sich die Luft vom Äquator zu den Polen bewegen. Aber es gibt nicht eine, sondern mehrere Kräfte gleichzeitig, die Luftmassen in Bewegung zwingen:

Auftriebskraft. Wenn warme Luft aufsteigt und kalte Luft unten bleibt.
Corioliskraft. Ich erzähle es euch etwas weiter unten.
Erleichterung des Planeten. Kombinationen aus Meeren und Ozeanen, Bergen und Ebenen.

Ablenkkraft der Erdrotation

Für Meteorologen wäre es einfacher, wenn sich unser Planet nicht drehen würde. Aber es dreht sich! Dadurch entsteht die ablenkende Kraft der Erdrotation, die Corioliskraft. Durch die Bewegung des Planeten wird dieses „leichte“ Luftteilchen nicht nur beispielsweise nach Norden, sondern auch nach rechts verschoben. Oder es wird nach Süden gezwungen und weicht nach links ab.

Dadurch entstehen ständige Winde aus westlicher oder östlicher Richtung. Vielleicht haben Sie schon einmal von den West Winds oder den Roaring Forties gehört? Diese ständigen Luftbewegungen sind genau auf die Corioliskraft zurückzuführen.

Meere und Ozeane, Berge und Ebenen

Die letzte Verwirrung entsteht durch die Erleichterung. Die Verteilung von Land und Meer verändert die klassische Zirkulation. So gibt es auf der Südhalbkugel viel weniger Land als auf der Nordhalbkugel, und nichts hindert die Luft daran, sich über die Wasseroberfläche in die gewünschte Richtung zu bewegen, es gibt keine Berge oder Großstädte, während der Himalaya die Luftzirkulation radikal verändert in ihrer Gegend.

Wechselwirkung zwischen Ozean und Atmosphäre.

27. Zirkulation von Luftmassen.

Die Bewegung der Luftmassen in der Atmosphäre wird durch thermische Bedingungen und Luftdruckänderungen bestimmt. Die Menge der Hauptluftströmungen über dem Planeten wird genannt allgemeine atmosphärische Zirkulation. Die wichtigsten großräumigen atmosphärischen Bewegungen, die die allgemeine Zirkulation der Atmosphäre ausmachen: Luftströmungen, Jetstreams, Luftströmungen in Zyklonen und Antizyklonen, Passatwinde und Monsune.

Luftbewegung relativ zur Erdoberfläche - Wind- entsteht, weil der atmosphärische Druck an verschiedenen Stellen der Luftmasse nicht gleich ist. Es ist allgemein anerkannt, dass Wind die horizontale Bewegung der Luft ist. Tatsächlich bewegt sich die Luft normalerweise nicht parallel zur Erdoberfläche, sondern in einem leichten Winkel, weil Der Luftdruck ändert sich sowohl in horizontaler als auch in vertikaler Richtung. Die Windrichtung (Nord, Süd usw.) bedeutet, aus welcher Richtung der Wind weht. Die Windstärke bezieht sich auf ihre Geschwindigkeit. Je höher es ist, desto stärker ist der Wind. Die Windgeschwindigkeit wird an Wetterstationen in einer Höhe von 10 Metern über der Erde in Metern pro Sekunde gemessen. In der Praxis wird die Windstärke in Punkten gemessen. Jeder Punkt entspricht zwei bis drei Metern pro Sekunde. Bei einer Windstärke von 9 gilt er bereits als Sturm, bei einer Windstärke von 12 als Hurrikan. Der gebräuchliche Begriff „Sturm“ bezeichnet jeden sehr starken Wind, unabhängig von der Stärke. Die Geschwindigkeit starker Winde, beispielsweise während eines tropischen Hurrikans, erreicht enorme Werte – bis zu 115 m/s oder mehr. Der Wind nimmt im Durchschnitt mit der Höhe zu. An der Erdoberfläche wird ihre Geschwindigkeit durch Reibung verringert. Im Winter sind die Windgeschwindigkeiten im Allgemeinen höher als im Winter Sommerzeit. Die höchsten Windgeschwindigkeiten werden in gemäßigten und polaren Breiten in der Troposphäre und unteren Stratosphäre beobachtet.

Das Muster der Änderungen der Windgeschwindigkeit über Kontinenten in geringer Höhe (100–200 m) ist nicht ganz klar. Hier erreichen die Windgeschwindigkeiten nachmittags ihre höchsten Werte und nachts ihre niedrigsten Werte. Dies lässt sich am besten im Sommer beobachten.

Sehr starke Winde, vor Stürmen, treten tagsüber in den Wüsten Zentralasiens auf, und nachts herrscht völlige Ruhe. Aber bereits in einer Höhe von 150–200 m ist das genau umgekehrte Bild zu beobachten: maximale Geschwindigkeit in der Nacht und minimale tagsüber. Das gleiche Bild ist sowohl im Sommer als auch im Winter in gemäßigten Breiten zu beobachten.

Böiger Wind kann Flugzeug- und Helikopterpiloten große Probleme bereiten. Luftstrahlen, die sich in Stößen und Böen in verschiedene Richtungen bewegen, manchmal schwächer werden, manchmal stärker werden, stellen ein großes Hindernis für die Bewegung von Flugzeugen dar – es treten Unebenheiten auf – eine gefährliche Störung des normalen Fluges.

Als Winde werden Winde bezeichnet, die von den Bergketten eines abgekühlten Kontinents in Richtung eines warmen Meeres wehen Bora. Dies ist ein starker, kalter, böiger Wind, der normalerweise in der kalten Jahreszeit weht.

Viele Menschen kennen die Bora in der Region Noworossijsk am Schwarzen Meer. Hier wurden so natürliche Bedingungen geschaffen, dass die Bora-Geschwindigkeit 40 und sogar 60 m/s erreichen kann und die Lufttemperatur auf minus 20 °C sinkt. Am häufigsten kommt Bor zwischen September und März vor, an durchschnittlich 45 Tagen im Jahr. Manchmal waren die Folgen folgende: Der Hafen fror zu, Schiffe, Gebäude, die Böschung waren mit Eis bedeckt, Dächer wurden von Häusern abgerissen, Kutschen stürzten um, Schiffe wurden an Land geworfen. Bor wird auch in anderen Regionen Russlands beobachtet – am Baikalsee, auf Novaya Zemlya. Bora ist an der Mittelmeerküste Frankreichs (wo es Mistral genannt wird) und im Golf von Mexiko bekannt.

Manchmal treten in der Atmosphäre vertikale Wirbel mit schneller spiralförmiger Luftbewegung auf. Diese Wirbelstürme werden Tornados genannt (in Amerika werden sie Tornados genannt). Tornados können einen Durchmesser von mehreren zehn Metern haben, manchmal bis zu 100–150 m. Es ist äußerst schwierig, die Luftgeschwindigkeit im Inneren eines Tornados zu messen. Basierend auf der Art der durch einen Tornado verursachten Zerstörung können die geschätzten Geschwindigkeitswerte durchaus 50–100 m/s und bei besonders starken Wirbeln bis zu 200–250 m/s mit einer großen vertikalen Geschwindigkeitskomponente betragen . Der Druck im Zentrum der aufsteigenden Tornadosäule sinkt um mehrere zehn Millibar. Millibar werden in der synoptischen Praxis üblicherweise zur Druckbestimmung verwendet (zusammen mit Millimetern Quecksilbersäule). Um Bar (Millibar) in mm umzurechnen. Für die Quecksilbersäule gibt es spezielle Tabellen. Im SI-System wird der Luftdruck in Hektopascal gemessen. 1gPa=10 2 Pa=1mb=10 -3 bar.

Tornados dauern nicht lange – von mehreren Minuten bis zu mehreren Stunden. Aber selbst in dieser kurzen Zeit schaffen sie es, viel Ärger zu verursachen. Wenn sich ein Tornado (über Land werden Tornados manchmal als Blutgerinnsel bezeichnet) Gebäuden nähert, führt der Unterschied zwischen dem Druck im Inneren des Gebäudes und in der Mitte des Blutgerinnsels dazu, dass die Gebäude von innen zu explodieren scheinen – Wände werden zerstört , Glas und Rahmen fliegen heraus, Dächer werden abgerissen, und manchmal gibt es keine Verletzten. Opfer. Es gibt Fälle, in denen ein Tornado Menschen, Tiere und verschiedene Gegenstände in die Luft hebt und sie Dutzende oder sogar Hunderte Meter weit trägt. Bei ihrer Bewegung bewegen sich Tornados mehrere Dutzend Kilometer über dem Meer und noch mehr über Land. Die Zerstörungskraft von Tornados ist über dem Meer geringer als über Land. In Europa sind Blutgerinnsel selten, im asiatischen Teil Russlands kommen sie häufiger vor. Aber Tornados sind in den Vereinigten Staaten besonders häufig und zerstörerisch. Lesen Sie mehr über Tornados und Tornados auf unserer Website in der Rubrik.

Der Atmosphärendruck ist sehr unterschiedlich. Sie hängt von der Höhe der Luftsäule, ihrer Dichte und der Erdbeschleunigung ab, die je nach Breitengrad und Höhe über dem Meeresspiegel variiert. Die Dichte der Luft ist die Masse pro Volumeneinheit. Erst bei hohen Temperaturen und hoher Luftfeuchtigkeit unterscheidet sich die Dichte von nasser und trockener Luft merklich. Mit sinkender Temperatur nimmt die Dichte zu, mit der Höhe nimmt die Luftdichte langsamer ab als der Druck. Die Luftdichte wird normalerweise nicht direkt gemessen, sondern mithilfe von Gleichungen berechnet, die auf gemessenen Temperaturen und Drücken basieren. Die Luftdichte wird indirekt durch die Abbremsung künstlicher Erdsatelliten sowie durch Beobachtungen der Ausbreitung künstlicher Natriumdampfwolken gemessen, die von Wetterraketen erzeugt werden.

In Europa beträgt die Luftdichte an der Erdoberfläche 1,258 kg/m3, in 5 km Höhe 0,735, in 20 km Höhe 0,087 und in 40 km Höhe 0,004 kg/m3.

Je kürzer die Luftsäule, d.h. Je höher der Ort, desto geringer ist der Druck. Aber die Abnahme der Luftdichte mit der Höhe erschwert diesen Zusammenhang. Die Gleichung, die das Gesetz der Druckänderung mit der Höhe in einer ruhenden Atmosphäre ausdrückt, wird als Grundgleichung der Statik bezeichnet. Daraus folgt, dass mit zunehmender Höhe die Druckänderung negativ ist und beim Aufstieg auf die gleiche Höhe die Luftdichte und die Erdbeschleunigung umso größer sind, je größer der Druckabfall ist. Die Hauptrolle spielen dabei Veränderungen der Luftdichte. Aus der Grundgleichung der Statik lässt sich der Wert des vertikalen Druckgradienten berechnen, der die Druckänderung bei Bewegung pro Höheneinheit angibt, also Druckabfall pro vertikale Entfernungseinheit (mb/100 m). Der Druckgradient ist die Kraft, die Luft bewegt. Zusätzlich zur Kraft des Druckgefälles in der Atmosphäre wirken Trägheitskräfte (Coriolis- und Zentrifugalkräfte) sowie Reibungskräfte. Alle Luftströmungen werden relativ zur Erde betrachtet, die sich um ihre Achse dreht.

Die räumliche Verteilung des Atmosphärendrucks wird als Druckfeld bezeichnet. Dabei handelt es sich um ein System von Flächen gleichen Drucks oder isobaren Flächen.

Vertikaler Schnitt durch isobare Flächen über dem Zyklon (H) und dem Antizyklon (B).
Die Flächen werden durch gleiche Druckintervalle p gezogen.

Isobare Flächen können nicht parallel zueinander und zur Erdoberfläche sein, weil Temperatur und Druck ändern sich ständig in horizontaler Richtung. Daher haben isobare Oberflächen ein vielfältiges Aussehen – von flachen, nach unten gebogenen „Becken“ bis hin zu gestreckten, nach oben gebogenen „Hügeln“.

Wenn eine horizontale Ebene isobare Flächen schneidet, erhält man Kurven – Isobaren, d.h. Linien, die Punkte mit gleichen Druckwerten verbinden.

Isobarenkarten, die auf der Grundlage von Beobachtungsergebnissen zu einem bestimmten Zeitpunkt erstellt werden, werden als synoptische Karten bezeichnet. Isobarenkarten, die aus durchschnittlichen Langzeitdaten für einen Monat, eine Jahreszeit oder ein Jahr zusammengestellt wurden, werden als klimatologisch bezeichnet.

Langfristige Durchschnittskarten der absoluten Topographie der isobaren Oberfläche 500 mb für Dezember - Februar.
Höhen in geopotentiellen Dekametern.

Auf synoptischen Karten wird ein Intervall von 5 Hektopascal (hPa) zwischen den Isobaren angenommen.

Auf Karten eines begrenzten Gebiets können Isobaren abbrechen, aber auf einer Karte des gesamten Globus ist jede Isobare von Natur aus geschlossen.

Aber auch auf einer begrenzten Karte gibt es oft geschlossene Isobaren, die Gebiete mit niedrigem oder hohem Druck begrenzen. In der Mitte gibt es Tiefdruckgebiete Zyklone, und Gebiete mit relativ hohem Druck sind Antizyklone.

Mit Zyklon meinen wir ein riesiger Wirbel in der unteren Schicht der Atmosphäre mit niedrigem Atmosphärendruck in der Mitte und Aufwärtsbewegung der Luftmassen. In einem Zyklon steigt der Druck vom Zentrum zur Peripherie, und die Luft bewegt sich auf der Nordhalbkugel gegen den Uhrzeigersinn und auf der Südhalbkugel im Uhrzeigersinn. Die Aufwärtsbewegung der Luft führt zur Bildung von Wolken und Niederschlägen. Aus dem Weltraum erscheinen Wirbelstürme als wirbelnde Wolkenspiralen in gemäßigten Breiten.

Antizyklon- Dies ist ein Hochdruckgebiet. Er entsteht gleichzeitig mit der Entwicklung eines Zyklons und ist ein Wirbel mit geschlossenen Isobaren und höchstem Druck im Zentrum. Winde in einem Hochdruckgebiet wehen auf der Nordhalbkugel im Uhrzeigersinn und auf der Südhalbkugel gegen den Uhrzeigersinn. In einem Hochdruckgebiet gibt es immer eine Abwärtsbewegung der Luft, die das Auftreten schwerer Wolken und anhaltender Niederschläge verhindert.

Somit reduziert sich die großräumige atmosphärische Zirkulation in gemäßigten Breiten ständig auf die Bildung, Entwicklung, Bewegung und dann auf die Abschwächung und das Verschwinden von Zyklonen und Antizyklonen. Wirbelstürme, die an der Front entstehen und warme und kalte Luftmassen trennen, bewegen sich in Richtung der Pole, d. h. transportieren warme Luft in polare Breiten. Im Gegenteil, Antizyklone, die hinter Zyklonen in einer kalten Luftmasse entstehen, bewegen sich in subtropische Breiten und tragen sie dorthin kalte Luft.

Über dem europäischen Territorium Russlands ereignen sich durchschnittlich 75 Wirbelstürme pro Jahr. Der Durchmesser des Zyklons erreicht 1000 km oder mehr. In Europa gibt es durchschnittlich 36 Hochdruckgebiete pro Jahr, von denen einige einen zentralen Druck von mehr als 1050 hPa aufweisen. Der durchschnittliche Druck auf Meereshöhe beträgt auf der Nordhalbkugel 1013,7 hPa und auf der Südhalbkugel 1011,7 hPa.

Im Januar treten im Nordatlantik und im Pazifischen Ozean Tiefdruckgebiete auf, die Tiefdruck genannt werden. isländisch Und Aleuten-Depressionen. Depression, oder barische Minima, zeichnen sich durch minimale Druckwerte aus – im Durchschnitt etwa 995 hPa.

Im gleichen Zeitraum des Jahres entstehen über Kanada und Asien Hochdruckgebiete, die sogenannten kanadischen und sibirischen Hochdruckgebiete. Der höchste Druck (1075–1085 hPa) wird in Jakutien und der Region Krasnojarsk gemessen, der niedrigste bei Taifunen über dem Pazifischen Ozean (880–875 hPa).

In Gebieten, in denen häufig Wirbelstürme auftreten, werden Depressionen beobachtet, die sich bei ihrer Bewegung nach Osten und Nordosten allmählich füllen und Antizyklonen Platz machen. Die asiatischen und kanadischen Hochdruckgebiete entstehen aufgrund der Präsenz der riesigen Kontinente Eurasien und Nordamerika in diesen Breiten. In diesen Gebieten dominieren im Winter Hochdruckgebiete gegenüber Wirbelstürmen.

Im Sommer ändert sich über diesen Kontinenten das Muster des Druckfelds und der Zirkulation radikal, und die Zone der Zyklonbildung auf der Nordhalbkugel verlagert sich in höhere Breiten.

In den gemäßigten Breiten der südlichen Hemisphäre treffen Zyklone, die über der homogenen Oberfläche der Ozeane entstehen und sich nach Südosten bewegen, auf das Eis der Antarktis und stagnieren hier, wobei in ihren Zentren ein niedriger Luftdruck herrscht. Im Winter und Sommer ist die Antarktis von einem Tiefdruckgürtel (985–990 hPa) umgeben.

In subtropischen Breiten ist die atmosphärische Zirkulation über den Ozeanen und in Gebieten, in denen Kontinente und Ozeane aufeinandertreffen, unterschiedlich. In den Subtropen beider Hemisphären gibt es Hochdruckgebiete über dem Atlantik und dem Pazifischen Ozean: Dies sind die subtropischen Antizyklone (oder Drucktiefs) der Azoren und des Südatlantiks im Atlantik und die subtropischen Antizyklone Hawaiis und des Südpazifiks im Pazifischen Ozean.

Die Äquatorregion erhält ständig die größte Menge an Sonnenwärme. Daher in äquatorialen Breiten (bis zu 10° nördlicher und südlicher Breite entlang des Äquators) während das ganze Jahr über Der niedrige atmosphärische Druck wird aufrechterhalten, und zwar in tropischen Breiten im Bereich von 30–40° N. und S. – erhöht, was zur Bildung konstanter Luftströmungen führt, die von den Tropen zum Äquator gerichtet sind. Diese Luftströmungen nennt man Passatwinde. Passatwinde wehen das ganze Jahr über und ändern ihre Intensität nur in geringen Grenzen. Dies sind die stabilsten Winde auf dem Globus. Die Kraft des horizontalen barischen Gradienten lenkt Luftströme von Gebieten mit hohem Druck zu Gebieten mit niedrigem Druck in meridionaler Richtung, d. h. nach Süden und Norden. Hinweis: Der horizontale Druckgradient ist die Druckdifferenz pro Distanzeinheit normal zur Isobare.

Die Meridianrichtung der Passatwinde ändert sich jedoch unter dem Einfluss zweier Trägheitskräfte – der Ablenkkraft der Erdrotation (Corioliskraft) und der Zentrifugalkraft sowie unter dem Einfluss der Reibungskraft der Luft auf der Erdoberfläche. Die Corioliskraft wirkt auf jeden Körper, der sich entlang des Meridians bewegt. Angenommen, 1 kg Luft auf der Nordhalbkugel befinde sich auf dem Breitengrad µ und beginnt sich mit hoher Geschwindigkeit zu bewegen V entlang des Meridians nach Norden. Dieses Kilogramm Luft hat wie jeder Körper auf der Erde eine lineare Rotationsgeschwindigkeit U=ωr, Wo ω ist die Winkelgeschwindigkeit der Erdrotation und R– Abstand zur Drehachse. Nach dem Trägheitsgesetz behält dieses Kilogramm Luft seine lineare Geschwindigkeit bei U, die er auf Breitengrad hatte µ . Wenn es sich nach Norden bewegt, befindet es sich in höheren Breiten, wo der Rotationsradius kleiner und die lineare Geschwindigkeit der Erdrotation geringer ist. Somit wird dieser Körper stationären Körpern voraus sein, die sich auf demselben Meridian, aber in höheren Breitengraden befinden.

Für einen Beobachter wird dies wie eine Auslenkung dieses Körpers nach rechts unter dem Einfluss einer Kraft aussehen. Diese Kraft ist die Corioliskraft. Nach der gleichen Logik weicht ein Kilogramm Luft auf der Südhalbkugel nach links von der Bewegungsrichtung ab. Die horizontale Komponente der Corioliskraft, die auf 1 kg Luft wirkt, ist gleich SC=2wVsinY. Es lenkt die Luft im rechten Winkel zum Geschwindigkeitsvektor V ab. Auf der Nordhalbkugel lenkt es diesen Vektor nach rechts und auf der Südhalbkugel nach links ab. Aus der Formel folgt, dass die Corioliskraft nicht auftritt, wenn der Körper ruht, d.h. es funktioniert nur, wenn die Luft bewegt ist. In der Erdatmosphäre liegen die Größen des horizontalen Druckgradienten und der Corioliskraft in der gleichen Größenordnung, sodass sie sich manchmal fast ausgleichen. In solchen Fällen ist die Luftbewegung nahezu geradlinig und bewegt sich nicht entlang des Druckgradienten, sondern entlang der Isobare oder in deren Nähe.

Luftströmungen in der Atmosphäre haben normalerweise Wirbelcharakter, daher wirkt bei einer solchen Bewegung die Zentrifugalkraft auf jede Luftmasseneinheit P=V/R, Wo V- Windgeschwindigkeit und R– Krümmungsradius der Bewegungsbahn. In der Atmosphäre ist diese Kraft immer geringer als die Kraft des Druckgradienten und bleibt daher sozusagen eine Kraft von „lokaler Bedeutung“.

Die Reibungskraft, die zwischen der bewegten Luft und der Erdoberfläche entsteht, verlangsamt die Windgeschwindigkeit bis zu einem gewissen Grad. Das passiert so: Die unteren Luftmengen, die aufgrund der Unebenheiten der Erdoberfläche ihre horizontale Geschwindigkeit verringert haben, werden aus den unteren Ebenen nach oben befördert. Dadurch wird die Reibung an der Erdoberfläche nach oben übertragen und allmählich schwächer. Die Verlangsamung der Windgeschwindigkeit macht sich im sogenannten bemerkbar planetare Grenzschicht, in Höhe von 1,0 - 1,5 km. oberhalb von 1,5 km ist der Einfluss der Reibung unbedeutend, daher spricht man von höheren Luftschichten freie Atmosphäre.

In der Äquatorzone ist die lineare Rotationsgeschwindigkeit der Erde am größten und dementsprechend ist hier auch die Corioliskraft am größten. Daher wehen in der tropischen Zone der Nordhalbkugel fast immer Passatwinde aus Nordosten und auf der Südhalbkugel aus Südosten.

In der Äquatorzone wird im Winter und Sommer ständig ein niedriger Druck beobachtet. Als Tiefdruckgebiet wird ein Tiefdruckband bezeichnet, das sich über den gesamten Globus entlang des Äquators erstreckt Äquatorialtrog.

Nachdem sie über den Ozeanen beider Hemisphären an Stärke gewonnen haben, strömen zwei aufeinander zulaufende Passatwindströme in die Mitte des Äquatortals. Auf der Niederdrucklinie kollidieren sie und bilden das sogenannte innertropische Konvergenzzone(Konvergenz bedeutet „Konvergenz“). Als Ergebnis dieser „Konvergenz“ kommt es zu einer Aufwärtsbewegung der Luft und ihrem Abfluss über den Passatwinden in die Subtropen. Dieser Prozess schafft die Voraussetzungen für die konstante Existenz einer Konvergenzzone das ganze Jahr über. Andernfalls würden die zusammenlaufenden Luftströmungen der Passatwinde die Mulde schnell füllen.

Aufsteigende Bewegungen feuchter tropischer Luft führen zur Bildung einer dicken Schicht von Cumulonimbuswolken mit einer Länge von 100–200 km, aus der tropische Schauer fallen. Es stellt sich also heraus, dass die innertropische Konvergenzzone der Ort wird, an dem Regen aus dem Dampf strömt, der von den Passatwinden über den Ozeanen gesammelt wird.

Dies ist ein vereinfachtes, schematisches Bild der atmosphärischen Zirkulation in der Äquatorzone der Erde.

Winde, die mit den Jahreszeiten ihre Richtung ändern, werden genannt Monsune. Das arabische Wort „mawsin“, was „Jahreszeit“ bedeutet, gibt diesen stetigen Luftströmungen ihren Namen.

Im Gegensatz zu Jetstreams treten Monsune in bestimmten Gebieten der Erde auf, wo zweimal im Jahr vorherrschende Winde in entgegengesetzte Richtungen wehen und so Sommer- und Wintermonsune bilden. Der Sommermonsun ist ein Luftstrom vom Ozean zum Festland, der Wintermonsun verläuft vom Festland zum Ozean. Es gibt tropische und außertropische Monsune. In Nordostindien und Afrika verbinden sich die tropischen Wintermonsune mit den Passatwinden, während die südwestlichen Sommermonsune die Passatwinde vollständig zerstören. Die stärksten tropischen Monsune werden im nördlichen Indischen Ozean und in Südasien beobachtet. Außertropische Monsune entstehen in starken, stabilen Hochdruckgebieten, die über dem Kontinent entstehen. Winterzeit und reduziert - im Sommer.

Typisch hierfür sind die Regionen des russischen Fernen Ostens, Chinas und Japans. Beispielsweise ist Wladiwostok, das auf dem Breitengrad von Sotschi liegt, aufgrund der Wirkung des außertropischen Monsuns im Winter kälter als Archangelsk, und im Sommer gibt es oft Nebel, Niederschläge und feuchte und kühle Luft kommt aus dem Meer.

Viele tropische Länder in Südasien erhalten Feuchtigkeit durch die heftigen Regenfälle des tropischen Sommermonsuns.

Alle Winde sind das Ergebnis des Zusammenspiels verschiedener physikalischer Faktoren, die in der Atmosphäre in bestimmten geografischen Gebieten auftreten. Lokale Winde umfassen Brisen. Sie erscheinen in Küstennähe von Meeren und Ozeanen und wechseln täglich ihre Richtung: Tagsüber wehen sie vom Meer zum Land und nachts vom Land zum Meer. Dieses Phänomen wird durch den Temperaturunterschied über dem Meer und dem Land erklärt andere Zeit Tage. Die Wärmekapazität von Land und Meer ist unterschiedlich. Tagsüber bei warmem Wetter erwärmen die Sonnenstrahlen das Land schneller als das Meer und der Druck über dem Land nimmt ab. Die Luft beginnt sich in Richtung niedrigeren Drucks zu bewegen – sie bläst Meeresbrise. Abends passiert das Gegenteil. Das Land und die Luft darüber strahlen Wärme schneller ab als das Meer, der Druck wird höher als über dem Meer und Luftmassen strömen auf das Meer zu – es weht Onshore-Brise. Die Brise ist besonders deutlich bei ruhigem, sonnigem Wetter zu spüren, wenn nichts sie stört, d. h. Es gibt keine anderen Luftströmungen, die die Brise leicht übertönen könnten. Die Windgeschwindigkeit beträgt selten mehr als 5 m/s, aber in den Tropen, wo der Temperaturunterschied zwischen Meeres- und Landoberflächen erheblich ist, weht der Wind manchmal mit einer Geschwindigkeit von 10 m/s. In gemäßigten Breiten dringen Brisen 25–30 km tief in das Gebiet ein.

Breezes sind streng genommen die gleichen Monsune, nur in kleinerem Maßstab – das haben sie Tageszyklus und die Richtungsänderung hängt vom Wechsel von Tag und Nacht ab, während der Monsun dies getan hat Jahreszyklus und je nach Jahreszeit die Richtung ändern.

Meeresströmungen, die auf ihrem Weg auf die Küsten der Kontinente treffen, sind in zwei Zweige unterteilt, die entlang der Küsten der Kontinente nach Norden und Süden gerichtet sind. Im Atlantischen Ozean bildet der südliche Zweig den Brasilienstrom, der die Küsten Südamerikas umspült, und der nördliche Zweig ist der warme Golfstrom, der in den Nordatlantikstrom übergeht und unter dem Namen Nordkapstrom die Kola-Halbinsel erreicht .

Im Pazifischen Ozean geht der nördliche Zweig des Äquatorialstroms in Kuro-Sivo über.

Wir haben bereits die saisonale warme Strömung vor der Küste Ecuadors, Perus und Nordchiles erwähnt. Es tritt normalerweise im Dezember auf (nicht jedes Jahr) und führt zu einem starken Rückgang des Fischfangs vor den Küsten dieser Länder, da im warmen Wasser nur sehr wenig Plankton vorhanden ist – die Hauptnahrungsquelle für Fische. Ein starker Temperaturanstieg in den Küstengewässern führt zur Bildung von Cumulonimbuswolken, aus denen starker Regen fällt.

Die Fischer nannten dies ironischerweise warm El-Niño-Strom, was „Weihnachtsgeschenk“ bedeutet (vom Spanischen el ninjo – Baby, Junge). Wir möchten jedoch nicht die emotionale Wahrnehmung dieses Phänomens durch chilenische und peruanische Fischer betonen, sondern seine physische Ursache. Tatsache ist, dass der Anstieg der Wassertemperatur vor der Küste Südamerikas nicht nur durch warme Strömungen verursacht wird. Veränderungen in der allgemeinen Situation im System Ozean-Atmosphäre in den riesigen Weiten des Pazifischen Ozeans werden auch durch einen atmosphärischen Prozess namens „ Südliche Oszillation" Dieser Prozess bestimmt im Zusammenspiel mit Strömungen alle in den Tropen auftretenden physikalischen Phänomene. All dies bestätigt, dass die Zirkulation von Luftmassen in der Atmosphäre, insbesondere über der Oberfläche des Weltozeans, ein komplexer, mehrdimensionaler Prozess ist. Trotz aller Komplexität, Mobilität und Variabilität der Luftströmungen gibt es jedoch immer noch bestimmte Muster, aufgrund derer sich die wichtigsten großräumigen und lokalen Prozesse der atmosphärischen Zirkulation in bestimmten Gebieten der Erde von Jahr zu Jahr wiederholen.

Wir schließen das Kapitel mit einigen Beispielen für die Nutzung der Windenergie ab. Seit jeher nutzen Menschen die Windenergie, seit sie das Segeln auf dem Meer gelernt haben. Dann erschienen Windmühlen und später – Windmotoren – Stromquellen. Wind ist eine ewige Energiequelle, deren Reserven unkalkulierbar sind. Leider ist die Nutzung des Windes als Stromquelle aufgrund der Variabilität seiner Geschwindigkeit und Richtung sehr schwierig. Mit Hilfe von Windelektromotoren ist jedoch eine recht effiziente Nutzung der Windenergie möglich. Die Flügel einer Windmühle zwingen sie dazu, ihre Nase fast immer im Wind zu halten. Wenn der Wind stark genug ist, gelangt der Strom direkt zu den Verbrauchern: für Beleuchtung, Kühlaggregate, Geräte für verschiedene Zwecke und zum Laden von Batterien. Wenn der Wind nachlässt, geben die Batterien den angesammelten Strom an das Netz ab.

An wissenschaftlichen Stationen in der Arktis und Antarktis sorgt Strom aus Windkraftanlagen für Licht und Wärme und versorgt Radiosender und andere Stromverbraucher mit Strom. Natürlich gibt es an jeder Forschungsstation Dieselgeneratoren, für die eine ständige Treibstoffversorgung erforderlich ist.

Die allerersten Seefahrer nutzten die Kraft des Windes spontan, ohne Rücksicht auf das System der Winde und Meeresströmungen. Sie wussten einfach nichts über die Existenz eines solchen Systems. Das Wissen über Winde und Strömungen hat sich über Jahrhunderte und sogar Jahrtausende angesammelt.

Einer seiner Zeitgenossen war der chinesische Seefahrer Zheng He zwischen 1405 und 1433. leitete mehrere Expeditionen, die über die sogenannte Große Monsunroute von der Mündung des Jangtsekiang nach Indien und an die Ostküste Afrikas führten. Über den Umfang der ersten dieser Expeditionen sind Informationen erhalten geblieben. Sie bestand aus 62 Schiffen mit 27.800 Teilnehmern. Bei Segelexpeditionen nutzten die Chinesen ihr Musterwissen Monsunwinde. Sie verließen China Ende November – Anfang Dezember, als der nordöstliche Wintermonsun wehte, um ans Meer zu fahren. Ein guter Wind half ihnen, Indien und Ostafrika zu erreichen. Sie kehrten von Mai bis Juni nach China zurück, als der sommerliche Südwestmonsun einsetzte, der im Südchinesischen Meer in den Süden überging.

Nehmen wir ein Beispiel aus einer Zeit, die uns näher liegt. Wir werden über die Reisen des berühmten norwegischen Wissenschaftlers Thor Heyerdahl sprechen. Mit Hilfe des Windes bzw. der Passatwinde konnte Heyerdahl den wissenschaftlichen Wert seiner beiden Hypothesen beweisen. Die erste Hypothese war, dass die Inseln Polynesiens im Pazifischen Ozean laut Heyerdahl irgendwann in der Vergangenheit von Menschen aus Südamerika bewohnt worden sein könnten, die mit ihren primitiven Wasserfahrzeugen einen großen Teil des Pazifischen Ozeans überquerten. Bei diesen Wasserfahrzeugen handelte es sich um Flöße aus Balsaholz, das sich dadurch auszeichnet, dass es nach längerem Aufenthalt im Wasser seine Dichte nicht verändert und daher nicht sinkt.

Die Menschen in Peru nutzten solche Flöße schon seit Jahrtausenden, schon vor dem Inkareich. Thor Heyerdahl strickte 1947 ein Floß aus großen Balsastämmen und nannte es „Kon-Tiki“, was Sun-Tiki bedeutet – die Gottheit der Vorfahren der Polynesier. Er nahm fünf Abenteuerlustige „an Bord“ seines Floßes und machte sich unter Segeln von Callao (Peru) nach Polynesien auf den Weg. Zu Beginn der Reise wurde das Floß vom peruanischen Strom und dem südöstlichen Passatwind getragen, dann begann der östliche Passatwind des Pazifischen Ozeans zu wirken, der fast drei Monate lang ohne Unterbrechung regelmäßig nach Westen wehte Nach 101 Tagen kam Kon-Tiki sicher auf einer der Inseln des Tuamotu-Archipels (heute Französisch-Polynesien) an.

Heyerdahls zweite Hypothese war, dass er es durchaus für möglich hielt, dass die Kultur der Olmeken, Azteken, Mayas und anderer Stämme Mittelamerikas von dort übertragen wurde Antikes Ägypten. Dies sei möglich gewesen, so der Wissenschaftler, weil einst in der Antike Menschen auf Papyrusbooten über den Atlantik segelten. Die Passatwinde halfen Heyerdahl auch dabei, die Gültigkeit dieser Hypothese zu beweisen.

Zusammen mit einer Gruppe gleichgesinnter Gefährten unternahm er zwei Reisen auf den Papyrusbooten „Ra-1“ und „Ra-2“. Das erste Boot („Ra-1“) zerfiel, bevor es mehrere Dutzend Kilometer die amerikanische Küste erreichte. Die Besatzung war in großer Gefahr, aber alles lief gut. Das Boot für die zweite Reise („Ra-2“) wurde von „hochklassigen Spezialisten“ gestrickt – Indianern aus den Zentralanden. Das Papyrusboot „Ra-2“ verließ den Hafen von Safi (Marokko), überquerte nach 56 Tagen den Atlantik und erreichte nach einer 6.100 km langen Reise die Insel Barbados (ca. 300–350 km von der Küste Venezuelas entfernt). Zunächst wurde das Boot vom Nordostpassat und ab der Mitte des Ozeans vom Ostpassat angetrieben.

Der wissenschaftliche Charakter von Heyerdahls zweiter Hypothese ist bewiesen. Aber noch etwas anderes wurde bewiesen: Trotz des erfolgreichen Verlaufs der Reise ist ein aus Bündeln von Papyrus, Schilf, Schilf oder anderen Wasserpflanzen gestricktes Boot nicht für die Fahrt im Meer geeignet. Solches „Schiffbaumaterial“ sollte nicht verwendet werden, denn Er wird schnell nass und versinkt im Wasser. Nun, wenn es immer noch Amateure gibt, die von dem Wunsch besessen sind, mit einem exotischen Boot über den Ozean zu segeln, dann sollten sie bedenken, dass ein Floß aus Balsaholz zuverlässiger ist als ein Boot aus Papyrus und dass eine solche Reise immer und in Mode ist auf jeden Fall gefährlich.

Diagramm der atmosphärischen Zirkulation

Luft in der Atmosphäre ist in ständiger Bewegung. Es bewegt sich sowohl in horizontaler als auch in vertikaler Richtung.

Die Hauptursache für die Luftbewegung in der Atmosphäre ist die ungleichmäßige Verteilung Sonnenstrahlung und Heterogenität der darunter liegenden Oberfläche. Sie verursachen eine ungleichmäßige Lufttemperatur und damit einen ungleichmäßigen Luftdruck über der Erdoberfläche.

Durch den Druckunterschied entsteht eine Luftbewegung, die sich von Bereichen mit hohem Druck in Bereiche mit niedrigem Druck bewegt. Bei ihrer Bewegung werden Luftmassen durch die Kraft der Erdrotation abgelenkt.

(Denken Sie daran, wie Körper, die sich auf der Nord- und Südhalbkugel bewegen, abgelenkt werden.)

Sie haben sicherlich bemerkt, dass sich an einem heißen Sommertag ein leichter Dunst über dem Asphalt bildet. Diese erwärmte, leichte Luft steigt auf. Ein ähnliches, aber viel größeres Bild lässt sich am Äquator beobachten. Sehr heiße Luft steigt ständig auf und bildet Aufwinde.

Daher bildet sich hier in Oberflächennähe ein konstanter Unterdruckgürtel.
Die über dem Äquator in den oberen Schichten der Troposphäre (10-12 km) aufsteigende Luft breitet sich in Richtung der Pole aus. Es kühlt allmählich ab und beginnt über etwa 30 t° nördlicher und südlicher Breite zu fallen.

Dadurch entsteht ein Luftüberschuss, der zur Bildung der Atmosphäre in der Bodenschicht beiträgt tropische Zone hoher Druck.

In den Polarregionen ist die Luft kalt, schwer und sinkt, wodurch es zu Abwärtsbewegungen kommt. Dadurch entsteht in den Oberflächenschichten des Polargürtels ein hoher Druck.

In den gemäßigten Breiten bilden sich zwischen den tropischen und polaren Hochdruckgürteln aktive atmosphärische Fronten. Massiv kältere Luft verdrängt wärmere Luft nach oben, was zu Aufwinden führt.

Dadurch entsteht in gemäßigten Breiten ein oberflächennaher Tiefdruckgürtel.

Karte Klimazonen Erde

Wäre die Erdoberfläche homogen, würden sich die atmosphärischen Druckgürtel in kontinuierlichen Streifen ausbreiten. Allerdings ist die Oberfläche des Planeten ein Wechsel von Wasser und Land, die unterschiedliche Eigenschaften haben. Sushi erwärmt sich und kühlt schnell wieder ab.

Der Ozean hingegen erwärmt sich und gibt seine Wärme langsam ab. Aus diesem Grund sind die Atmosphärendruckgürtel in separate Abschnitte unterteilt – Bereiche mit hohem und niedrigem Druck. Einige von ihnen existieren das ganze Jahr über, andere nur zu einer bestimmten Jahreszeit.

Auf der Erde wechseln sich regelmäßig Hoch- und Tiefdruckgürtel ab. Hochdruck herrscht an den Polen und in der Nähe der Tropen, Tiefdruck herrscht am Äquator und in gemäßigten Breiten.

Arten der atmosphärischen Zirkulation

In der Erdatmosphäre gibt es mehrere starke Verbindungen der Luftmassenzirkulation. Alle von ihnen sind in bestimmten Breitengradzonen aktiv und inhärent. Daher werden sie als zonale Arten der atmosphärischen Zirkulation bezeichnet.

An der Erdoberfläche bewegen sich Luftströmungen vom tropischen Hochdruckgürtel zum Äquator. Unter dem Einfluss der Kraft, die durch die Erdrotation entsteht, werden sie auf der Nordhalbkugel nach rechts und auf der Südhalbkugel nach links abgelenkt.

So entstehen ständig starke Winde – Passatwinde. Auf der Nordhalbkugel wehen Passatwinde aus Nordosten und auf der Südhalbkugel aus Südosten. Es handelt sich also um die erste zonale Art der atmosphärischen Zirkulation Passatwind.

Von den Tropen gelangt die Luft in die gemäßigten Breiten. Abgelenkt durch die Kraft der Erdrotation beginnen sie, sich allmählich von West nach Ost zu bewegen. Genau dieser Strom aus dem Atlantik erfasst die gemäßigten Breiten ganz Europas, einschließlich der Ukraine. Der westliche Lufttransport in gemäßigten Breiten ist der zweite zonale Typ der planetaren atmosphärischen Zirkulation.

Es ist auch natürlich, dass Luft von den zirkumpolaren Hochdruckzonen in die gemäßigten Breiten wandert, wo der Druck niedrig ist.

Unter dem Einfluss der ablenkenden Kraft der Erdrotation bewegt sich diese Luft auf der Nordhalbkugel von Nordosten und auf der Südhalbkugel von Südosten. Der östliche subpolare Luftmassenstrom bildet den dritten zonalen Typ der atmosphärischen Zirkulation.

Finden Sie auf der Atlaskarte die Breitenzonen, in denen Verschiedene Arten zonale Luftzirkulation.

Aufgrund der ungleichmäßigen Erwärmung von Land und Ozean wird das zonale Bewegungsmuster der Luftmassen gestört. Im Osten Eurasiens in gemäßigten Breiten verkehrt der westliche Luftverkehr beispielsweise nur sechs Monate lang – im Winter. Im Sommer, wenn sich der Kontinent erwärmt, bewegen sich Luftmassen mit der Kühle des Ozeans an Land.

Auf diese Weise erfolgt der Monsun-Lufttransfer. Zweimal im Jahr die Richtung der Luftbewegung ändern - charakteristisches Merkmal Monsunzirkulation. Der Wintermonsun ist ein Strom relativ kalter und trockener Luft vom Festland zum Meer.

Sommermonsun- Bewegung feuchter und warmer Luft in die entgegengesetzte Richtung.

Zonale Arten der atmosphärischen Zirkulation

Es gibt drei Hauptmerkmale zonale Art der atmosphärischen Zirkulation: Passatwind, westlicher Lufttransport und östlicher subpolarer Luftmassenstrom. Der Monsun-Lufttransport stört das allgemeine atmosphärische Zirkulationsmuster und ist eine azonale Zirkulation.

Allgemeine atmosphärische Zirkulation (Seite 1 von 2)

Ministerium für Wissenschaft und Bildung der Republik Kasachstan

Akademie für Wirtschaft und Recht, benannt nach U.A. Dzholdasbekova

Akademie der Fakultät für Geistes- und Wirtschaftswissenschaften

Disziplin: Ökologie

Zum Thema: „Allgemeine Zirkulation der Atmosphäre“

Abgeschlossen von: Zarskaja Margarita

Gruppe 102 A

Geprüft von: Omarov B.B.

Taldyqorghan 2011

Einführung

1. Allgemeine Informationen zur atmosphärischen Zirkulation

2. Faktoren, die die allgemeine Zirkulation der Atmosphäre bestimmen

3. Zyklone und Antizyklone.

4. Winde, die die allgemeine Zirkulation der Atmosphäre beeinflussen

5. Haartrockner-Effekt

6. Allgemeines Zirkulationsdiagramm „Planetenmaschine“

Abschluss

Liste der verwendeten Literatur

Einführung

Auf den Seiten Wissenschaftliche Literatur In letzter Zeit taucht häufig der Begriff der allgemeinen Zirkulation der Atmosphäre auf, dessen Bedeutung jeder Fachmann auf seine Weise versteht. Dieser Begriff wird systematisch von Spezialisten verwendet, die sich mit Geographie, Ökologie und dem oberen Teil der Atmosphäre befassen.

Meteorologen und Klimatologen, Biologen und Ärzte, Hydrologen und Ozeanologen, Botaniker und Zoologen und natürlich Ökologen zeigen zunehmendes Interesse an der allgemeinen Zirkulation der Atmosphäre.

Es besteht kein Konsens darüber, ob diese wissenschaftliche Richtung erst vor kurzem entstanden ist oder ob hier schon seit Jahrhunderten geforscht wird.

Im Folgenden schlagen wir Definitionen der allgemeinen Zirkulation der Atmosphäre als eine Reihe von Wissenschaften vor und listen die Faktoren auf, die sie beeinflussen.

Es wird eine bestimmte Liste von Errungenschaften aufgeführt: Hypothesen, Entwicklungen und Entdeckungen, die bekannte Meilensteine in der Geschichte dieser Wissenschaft markieren und einen gewissen Eindruck von der Bandbreite der darin betrachteten Probleme und Aufgaben vermitteln.

Die Besonderheiten der allgemeinen Zirkulation der Atmosphäre werden beschrieben und das einfachste Schema der allgemeinen Zirkulation, die „Planetenmaschine“, vorgestellt.

1. Allgemeine Informationen zur atmosphärischen Zirkulation

Die allgemeine Zirkulation der Atmosphäre (lateinisch Circulatio – Rotation, griechisch atmos – Dampf und sphaira – Kugel) ist eine Reihe großräumiger Luftströmungen in der Troposphäre und Stratosphäre. Dadurch kommt es im Raum zum Austausch von Luftmassen, was zur Umverteilung von Wärme und Feuchtigkeit beiträgt.

Die allgemeine Zirkulation der Atmosphäre ist die Luftzirkulation auf dem Globus, die zu ihrer Übertragung von niedrigen Breiten in hohe Breiten und zurück führt.

Die allgemeine Zirkulation der Atmosphäre wird durch Zonen hohen Luftdrucks in den Polarregionen und tropischen Breiten und Zonen niedrigen Drucks in gemäßigten und äquatorialen Breiten bestimmt.

Die Bewegung der Luftmassen erfolgt sowohl in Breiten- als auch in Meridianrichtung. In der Troposphäre umfasst die atmosphärische Zirkulation Passatwinde, westliche Luftströmungen gemäßigter Breiten, Monsune, Wirbelstürme und Hochdruckgebiete.

Der Grund für die Bewegung der Luftmassen ist die ungleiche Verteilung des atmosphärischen Drucks und die Erwärmung der Oberfläche von Land, Ozeanen und Eis in verschiedenen Breitengraden durch die Sonne sowie die ablenkende Wirkung der Erdrotation auf den Luftstrom.

Die Hauptmuster der atmosphärischen Zirkulation sind konstant.

In der unteren Stratosphäre sind Jet-Luftströmungen in gemäßigten und subtropischen Breiten überwiegend westlich und in tropischen Breiten östlich und bewegen sich mit Geschwindigkeiten von bis zu 150 m/s (540 km/h) relativ zur Erdoberfläche.

In der unteren Troposphäre unterscheiden sich die vorherrschenden Richtungen des Lufttransports je nach geografischer Zone.

In polaren Breiten Ostwinde; in gemäßigten Regionen – im Westen mit häufigen Störungen durch Wirbelstürme und Hochdruckgebiete; Passatwinde und Monsune sind in tropischen Breiten am stabilsten.

Aufgrund der Vielfalt des Untergrundes entstehen regionale Abweichungen – lokale Winde – in der Form der allgemeinen Zirkulation der Atmosphäre.

2. Faktoren, die die allgemeine Zirkulation der Atmosphäre bestimmen

– Ungleichmäßige Verteilung der Sonnenenergie auf der Erdoberfläche und infolgedessen ungleichmäßige Verteilung von Temperatur und Luftdruck.

– Corioliskräfte und Reibung, unter deren Einfluss Luftströme eine Breitenrichtung annehmen.

– Einfluss des Untergrunds: Vorhandensein von Kontinenten und Ozeanen, Heterogenität des Reliefs usw.

Die Verteilung der Luftströmungen auf der Erdoberfläche ist zonal. In äquatorialen Breiten herrscht Windstille oder es werden schwach wechselnde Winde beobachtet. IN tropische Zone Passatwinde dominieren.

Passatwinde sind konstante Winde, die aus 30 Breitengraden bis zum Äquator wehen und auf der Nordhalbkugel eine nordöstliche Richtung und auf der Südhalbkugel eine südöstliche Richtung haben. Mit 30-35? Mit. und S. – Ruhezone, sogenannte. „Pferdebreiten“.

In gemäßigten Breiten überwiegen Westwinde (Südwesten auf der Nordhalbkugel, Nordwesten auf der Südhalbkugel). In polaren Breiten wehen Ostwinde (auf der Nordhalbkugel Nordostwinde, auf der Südhalbkugel Südostwinde).

In Wirklichkeit ist das Windsystem über der Erdoberfläche viel komplexer. IN subtropische Zone In vielen Gebieten wird der Passatwindtransport durch den Sommermonsun gestört.

In gemäßigten und subpolaren Breiten haben Zyklone und Antizyklone einen großen Einfluss auf die Art der Luftströmungen und an der Ost- und Nordküste Monsune.

Darüber hinaus entstehen in vielen Gebieten aufgrund der Gegebenheiten des Territoriums lokale Winde.

3. Zyklone und Antizyklone.

Die Atmosphäre ist durch Wirbelbewegungen gekennzeichnet, von denen Zyklone und Antizyklone die größten sind.

Ein Zyklon ist ein aufsteigender atmosphärischer Wirbel mit niedrigem Druck im Zentrum und einem System von Winden von der Peripherie zum Zentrum, die auf der Nordhalbkugel gegen den Uhrzeigersinn und auf der Südhalbkugel im Uhrzeigersinn gerichtet sind. Zyklone werden in tropische und außertropische unterteilt. Betrachten Sie außertropische Wirbelstürme.

Der Durchmesser extratropischer Wirbelstürme beträgt durchschnittlich etwa 1000 km, es gibt aber auch mehr als 3000 km. Tiefe (Druck in der Mitte) – 1000–970 hPa oder weniger. In einem Zyklon wehen starke Winde, normalerweise bis zu 10–15 m/s, können aber auch 30 m/s oder mehr erreichen.

Die durchschnittliche Geschwindigkeit des Zyklons beträgt 30-50 km/h. Am häufigsten bewegen sich Zyklone von West nach Ost, manchmal kommen sie jedoch auch aus dem Norden, Süden und sogar Osten. Die Zone mit der höchsten Häufigkeit von Wirbelstürmen ist der 80. Breitengrad der nördlichen Hemisphäre.

Wirbelstürme sorgen für bewölktes, regnerisches und windiges Wetter, kühlen im Sommer und wärmen im Winter.

In tropischen Breiten bilden sich tropische Wirbelstürme (Hurrikane, Taifune); dies ist einer der gefährlichsten und gefährlichsten gefährliche Phänomene Natur. Ihr Durchmesser beträgt mehrere hundert Kilometer (300–800 km, selten mehr als 1000 km), sie zeichnen sich jedoch durch einen großen Druckunterschied zwischen Zentrum und Peripherie aus, der starke Hurrikanwinde, tropische Regengüsse und schwere Gewitter verursacht.

Ein Antizyklon ist ein nach unten gerichteter atmosphärischer Wirbel mit erhöhtem Druck im Zentrum und einem System von Winden vom Zentrum zur Peripherie, die auf der Nordhalbkugel im Uhrzeigersinn und auf der Südhalbkugel gegen den Uhrzeigersinn gerichtet sind. Die Größe von Antizyklonen entspricht der von Zyklonen, im späten Entwicklungsstadium können sie jedoch einen Durchmesser von bis zu 4000 km erreichen.

Der atmosphärische Druck im Zentrum von Hochdruckgebieten beträgt normalerweise 1020–1030 hPa, kann aber auch über 1070 hPa erreichen. Die größte Häufigkeit von Hochdruckgebieten findet man in den subtropischen Zonen der Ozeane. Hochdruckgebiete zeichnen sich durch teilweise bewölktes Wetter ohne Niederschläge mit schwachen Winden in der Mitte, starkem Frost im Winter und Hitze im Sommer aus.

4. Winde beeinflussen die allgemeine Zirkulation der Atmosphäre

Monsune. Monsune sind saisonale Winde, die zweimal im Jahr ihre Richtung ändern. Im Sommer wehen sie vom Meer zum Land, im Winter vom Land zum Meer. Der Grund für seine Entstehung ist die ungleiche Erwärmung von Land und Wasser je nach Jahreszeit. Je nach Entstehungszone werden Monsune in tropische und außertropische unterteilt.

Extratropische Monsune sind am östlichen Rand Eurasiens besonders ausgeprägt. Der Sommermonsun bringt Feuchtigkeit und Kühle vom Meer, während der Wintermonsun vom Festland weht und die Temperatur und Luftfeuchtigkeit senkt.

Tropische Monsune sind im Becken des Indischen Ozeans am stärksten ausgeprägt. Der Sommermonsun weht vom Äquator, er ist dem Passatwind entgegengesetzt und bringt Bewölkung, Niederschlag und milderes Wetter Sommerhitze, Winter - fällt mit dem Passatwind zusammen, verstärkt ihn und bringt Trockenheit.

Lokale Winde. Lokale Winde haben eine lokale Verteilung, ihre Entstehung hängt mit den Eigenschaften eines bestimmten Gebiets zusammen – der Nähe von Gewässern, der Art des Reliefs. Am häufigsten sind Brisen, Bora, Föhn, Bergtalwinde und katabatische Winde.

Brise (leichter Wind – fr) – Winde entlang der Ufer von Meeren, großen Seen und Flüssen, die zweimal täglich die Richtung in die entgegengesetzte Richtung ändern: Die Tagesbrise weht vom Stausee zum Ufer, die Nachtbrise – vom Ufer zum Stausee . Brisen werden durch die täglichen Temperaturschwankungen und dementsprechend durch den Druck über Land und Wasser verursacht. Sie erfassen eine Luftschicht von 1-2 km.

Ihre Geschwindigkeit ist niedrig – 3-5 m/s. An den westlichen Wüstenküsten von Kontinenten in tropischen Breiten wird tagsüber eine sehr starke Meeresbrise beobachtet, die von kalten Strömungen umspült wird kaltes Wasser, der vor der Küste in der Auftriebszone aufsteigt.

Dort dringt es zig Kilometer landeinwärts vor und erzeugt eine starke klimatische Wirkung: Es senkt die Temperatur vor allem im Sommer um 5-70 °C, in Westafrika bis zu 100 °C, erhöht die relative Luftfeuchtigkeit auf 85 %, fördert die Nebelbildung und Tau.

Entlang der Außenbezirke sind Phänomene zu beobachten, die den Meeresbrisen am Tag ähneln große Städte, wo kältere Luft von den Vororten ins Zentrum zirkuliert, da es über den Städten das ganze Jahr über „Hitzestellen“ gibt.

Berg-Tal-Winde haben eine tägliche Periodizität: Tagsüber bläst der Wind das Tal hinauf und entlang der Berghänge, nachts hingegen sinkt die gekühlte Luft ab. Der Luftaufstieg tagsüber führt zur Bildung von Kumuluswolken über den Berghängen; nachts, wenn die Luft absinkt und sich adiabatisch erwärmt, verschwindet die Bewölkung.

Gletscherwinde sind kalte Winde, die ständig von Berggletschern über Hänge und Täler wehen. Sie entstehen durch die Abkühlung der Luft über dem Eis. Ihre Geschwindigkeit beträgt 5-7 m/s, ihre Dicke beträgt mehrere zehn Meter. Nachts sind sie intensiver, da sie durch Hangwinde verstärkt werden.

Allgemeine atmosphärische Zirkulation

1) Aufgrund der Neigung der Erdachse und der Sphärizität der Erde erhalten Äquatorregionen mehr Sonnenenergie als Polarregionen.

2) Am Äquator erwärmt sich die Luft → dehnt sich aus → steigt auf → es entsteht ein Tiefdruckgebiet. 3) An den Polen kühlt die Luft ab → wird dichter → fällt nach unten → es entsteht ein Hochdruckgebiet.

4) Aufgrund des Unterschieds im atmosphärischen Druck beginnen sich Luftmassen von den Polen zum Äquator zu bewegen.

Die Richtung und Geschwindigkeit der Winde wird auch beeinflusst durch:

Eigenschaften der Luftmassen (Feuchtigkeit, Temperatur...)
Untergrund (Meere, Gebirgszüge usw.)
Drehung des Globus um seine Achse (Corioliskraft)1) allgemeines (globales) System von Luftströmungen über der Erdoberfläche, deren horizontale Abmessungen mit denen von Kontinenten und Ozeanen vergleichbar sind und deren Dicke mehrere Kilometer bis mehrere Dutzend Kilometer beträgt.

Passatwinde - Das sind konstante Winde, die von den Tropen bis zum Äquator wehen.

Grund: Am Äquator herrscht immer Tiefdruck (Aufwinde), in den Tropen herrscht immer Hochdruck (Abwinde).

Aufgrund der Wirkung der Coriolis-Kraft: Die Passatwinde der nördlichen Hemisphäre haben eine nordöstliche Richtung (weichen nach rechts ab)

Passatwinde der südlichen Hemisphäre – südöstlich (nach links abweichend)

Nordostwinde(auf der Nordhalbkugel) und Südostwinde(in der südlichen Hemisphäre).
Grund: Luftströmungen bewegen sich von den Polen in gemäßigte Breiten und werden unter dem Einfluss der Corioliskraft nach Westen abgelenkt. Westwinde sind Winde, die aus den Tropen bis in die gemäßigten Breiten hauptsächlich von West nach Ost wehen.

Grund: In der tropischen Region herrscht hoher Druck und in gemäßigten Breiten ist er niedrig, sodass ein Teil der Luft aus der E.D.-Region dorthin wandert sind und,. Bei der Bewegung unter dem Einfluss der Corioliskraft werden Luftströmungen nach Osten abgelenkt.

Westwinde bringen warme und feuchte Luft nach Estland, weil Über den Gewässern des warmen Nordatlantikstroms bilden sich Luftmassen.

Die Luft im Zyklon bewegt sich von der Peripherie zur Mitte;

Im zentralen Teil des Zyklons steigt die Luft auf und

Es kühlt ab, sodass sich Wolken und Niederschlag bilden;

Bei Wirbelstürmen herrscht bewölktes Wetter mit starken Winden:

im Sommer– regnerisch und kühl,
im Winter– mit Tauwetter und Schneefällen.

Antizyklon- Dies ist ein Gebiet mit hohem atmosphärischem Druck mit einem Maximum in der Mitte.
die Luft im Hochdruckgebiet bewegt sich vom Zentrum zur Peripherie; im zentralen Teil des Hochdruckgebiets sinkt die Luft und erwärmt sich, ihre Luftfeuchtigkeit sinkt, die Wolken lösen sich auf; Während der Hochdruckgebiete stellt sich klares, windstilles Wetter ein:

im Sommer ist es heiß,

im Winter ist es frostig.

Atmosphärische Zirkulation

Definition 1

Verkehr ist ein System der Bewegung von Luftmassen.

Die Zirkulation kann allgemein im globalen Maßstab und lokal sein und erfolgt über einzelne Territorien und Wasserflächen. Die lokale Zirkulation umfasst Tag- und Nachtbrisen, die an den Küsten der Meere auftreten, Berg-Tal-Winde, Gletscherwinde usw.

Lokale Zirkulationen zu bestimmten Zeiten und an bestimmten Orten können allgemeine Zirkulationsströmungen überlagern. Durch die allgemeine Zirkulation der Atmosphäre entstehen darin riesige Wellen und Wirbel, die sich auf unterschiedliche Weise entwickeln und bewegen.

Solche atmosphärischen Störungen sind Zyklone und Antizyklone Charakteristische Eigenschaften allgemeine atmosphärische Zirkulation.

Durch die Bewegung von Luftmassen, die unter dem Einfluss atmosphärischer Druckzentren erfolgt, werden Gebiete mit Feuchtigkeit versorgt. Aufgrund der Tatsache, dass in der Atmosphäre gleichzeitig und überlappend Luftbewegungen unterschiedlichen Ausmaßes stattfinden, ist die atmosphärische Zirkulation ein sehr komplexer Prozess.

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Die Bewegung von Luftmassen auf planetarischer Ebene wird von drei Hauptfaktoren beeinflusst:

Zonale Verteilung der Sonnenstrahlung;

Axiale Rotation der Erde und dadurch Abweichung der Luftströme von der Gradientenrichtung;

Heterogenität der Erdoberfläche.

Diese Faktoren erschweren die allgemeine Zirkulation der Atmosphäre.

Wenn die Erde wäre homogen und rotierte nicht um seine Achse - dann würden Temperatur und Druck an der Erdoberfläche den thermischen Bedingungen entsprechen und Breitengradcharakter haben. Das bedeutet, dass der Temperaturabfall vom Äquator zu den Polen hin erfolgen würde.

Bei dieser Verteilung steigt warme Luft am Äquator auf und kalte Luft an den Polen sinkt. Dadurch würde es sich am Äquator im oberen Teil der Troposphäre ansammeln und der Druck wäre hoch, an den Polen wäre er niedrig.

In der Höhe würde die Luft in die gleiche Richtung ausströmen und zu einem Druckabfall über dem Äquator und einem Druckanstieg über den Polen führen. Der Luftaustritt in der Nähe der Erdoberfläche würde von den Polen, wo der Druck hoch ist, in Richtung des Äquators in meridionaler Richtung erfolgen.

Es stellt sich heraus, dass der thermische Grund der erste Grund für die Zirkulation der Atmosphäre ist – unterschiedliche Temperaturen führen zu unterschiedlichen Drücken in verschiedenen Breitengraden. In Wirklichkeit ist der Druck oberhalb des Äquators niedrig und an den Polen hoch.

Auf einer gleichmäßigen Rotation Auf der Erde in der oberen Troposphäre und der unteren Stratosphäre sollten die Winde, wenn sie zu den Polen strömen, auf der Nordhalbkugel nach rechts, auf der Südhalbkugel nach links abweichen und gleichzeitig westlich werden.

In der unteren Troposphäre würden die Winde, die von den Polen in Richtung Äquator strömen und ablenken, auf der Nordhalbkugel östlich und auf der Südhalbkugel südöstlich wehen. Der zweite Grund für die atmosphärische Zirkulation ist deutlich sichtbar – dynamisch. Die zonale Komponente der allgemeinen Zirkulation der Atmosphäre wird durch die Erdrotation bestimmt.

Der Untergrund mit einer ungleichmäßigen Verteilung von Land und Wasser hat einen erheblichen Einfluss auf die allgemeine Zirkulation der Atmosphäre.

Zyklone

Die untere Schicht der Troposphäre ist durch Wirbel gekennzeichnet, die erscheinen, sich entwickeln und verschwinden. Einige Wirbel sind sehr klein und bleiben unbemerkt, während andere ein Problem haben großer Einfluss auf das Klima des Planeten. Dies gilt zunächst für Zyklone und Antizyklone.

Definition 2

Zyklon ist ein riesiger atmosphärischer Wirbel mit niedrigem Druck in der Mitte.

Auf der Nordhalbkugel bewegt sich die Luft in einem Zyklon gegen den Uhrzeigersinn, auf der Südhalbkugel im Uhrzeigersinn. Zyklonaktivität in mittleren Breiten ist ein Merkmal der atmosphärischen Zirkulation.

Wirbelstürme entstehen durch die Rotation der Erde und die ablenkende Kraft von Coriolis und durchlaufen in ihrer Entwicklung Phasen von der Entstehung bis zur Füllung. Zyklone treten in der Regel an atmosphärischen Fronten auf.

Zwei durch eine Front getrennte Luftmassen unterschiedlicher Temperatur werden in einen Zyklon gezogen. An der Grenzfläche wird warme Luft in einen Kaltluftbereich injiziert und in hohe Breiten abgelenkt.

Das Gleichgewicht ist gestört und kalte Luft im hinteren Teil wird gezwungen, in niedrige Breiten vorzudringen. Es entsteht eine zyklonische Frontalbiegung, bei der es sich um eine riesige Welle handelt, die sich von West nach Ost bewegt.

Die Wellenstufe ist erste Stufe Zyklonentwicklung.

Warme Luft steigt auf und gleitet entlang der Stirnfläche an der Vorderseite der Welle. Die dabei entstehenden Wellen mit einer Länge von 1000$ km oder mehr sind im Weltraum instabil und entwickeln sich weiter.

Gleichzeitig bewegt sich der Zyklon mit einer Geschwindigkeit von 100 $ km pro Tag nach Osten, der Druck nimmt weiter ab, der Wind wird stärker, die Amplitude der Welle nimmt zu. Das zweite Etage– Stadium eines jungen Zyklons.

Auf speziellen Karten wird ein junger Zyklon durch mehrere Isobaren umrissen.

Wenn warme Luft in hohe Breiten strömt, bildet sich eine Warmfront, und wenn kalte Luft in tropische Breiten strömt, bildet sich eine Warmfront Kaltfront. Beide Fronten sind Teile eines Ganzen. Eine Warmfront bewegt sich langsamer als eine Kaltfront.

Wenn eine Kaltfront eine Warmfront einholt und mit ihr verschmilzt, a Okklusionsfront. Warme Luft steigt auf und dreht sich spiralförmig. Das dritter Abschnitt Zyklonentwicklung – Okklusionsstadium.

Vierte Stufe– Das Ausfüllen ist endgültig. Die warme Luft wird schließlich nach oben gedrückt und abgekühlt, Temperaturgegensätze verschwinden, der Zyklon wird auf seiner gesamten Fläche kalt, verlangsamt sich und füllt sich schließlich. Von der Entstehung bis zur Füllung dauert die Lebensdauer eines Zyklons zwischen 5 und 7 US-Dollar pro Tag.

Anmerkung 1

Wirbelstürme bringen bewölkt, kühl und regnerisches Wetter im Sommer und Tauwetter im Winter. Im Sommer bewegen sich Wirbelstürme mit einer Geschwindigkeit von 400 bis 800 US-Dollar pro Tag, im Winter mit einer Geschwindigkeit von bis zu 1000 US-Dollar pro Tag.

Hochdruckgebiete

Die zyklonale Aktivität ist mit der Entstehung und Entwicklung frontaler Antizyklone verbunden.

Definition 3

Antizyklon ist ein riesiger atmosphärischer Wirbel mit hohem Druck im Zentrum.

Antizyklone bilden sich im hinteren Teil der Kaltfront eines jungen Zyklons in kalter Luft und haben ihre eigenen Entwicklungsstadien.

Es gibt nur drei Phasen bei der Entwicklung eines Antizyklons:

Das Stadium eines jungen Antizyklons, bei dem es sich um eine Formation mit geringem beweglichen Druck handelt. Normalerweise bewegt er sich mit der gleichen Geschwindigkeit wie der Zyklon vor ihm. Im Zentrum des Hochdruckgebiets steigt der Druck allmählich an. Es herrscht klares, windstilles, teilweise bewölktes Wetter;

In der zweiten Stufe erfolgt die maximale Entwicklung des Antizyklons. Hierbei handelt es sich bereits um eine Hochdruckformation der größte Druck im Zentrum. Der maximal entwickelte Antizyklon kann einen Durchmesser von bis zu mehreren tausend Kilometern haben. In seinem Zentrum bilden sich Oberflächen- und Höheninversionen. Das Wetter ist klar und ruhig, aber hohe Luftfeuchtigkeit verursacht Nebel, Dunst und Stratuswolken. Im Vergleich zu einem jungen Hochdruckgebiet bewegt sich das am weitesten entwickelte Hochdruckgebiet viel langsamer;

Die dritte Stufe ist mit der Zerstörung des Hochdruckgebiets verbunden. Dabei handelt es sich um eine hohe, warme und sesshafte barische Formation. Das Stadium ist durch einen allmählichen Abfall des Luftdrucks und die Entwicklung von Bewölkung gekennzeichnet. Die Zerstörung des Hochdruckgebiets kann über mehrere Wochen und manchmal Monate erfolgen.

Allgemeine atmosphärische Zirkulation

Untersuchungsobjekte der allgemeinen Zirkulation der Atmosphäre sind sich bewegende Zyklone und Antizyklone gemäßigter Breiten mit ihren sich schnell ändernden meteorologischen Bedingungen: Passatwinde, Monsune, tropische Wirbelstürme usw. Typische Merkmale der allgemeinen Zirkulation der Atmosphäre, zeitlich stabil oder sich häufiger als andere wiederholen, werden durch die Mittelung meteorologischer Elemente über lange Zeiträume aufgedeckt. Langzeitbeobachtungszeiträume,

In Abb. 8, 9 zeigt die durchschnittliche langfristige Windverteilung an der Erdoberfläche im Januar und Juli. Im Januar, d.h.

Im Winter sind auf der Nordhalbkugel riesige antizyklonale Wirbel über Nordamerika und ein besonders intensiver Wirbel über Zentralasien deutlich sichtbar.

Im Sommer werden antizyklonale Wirbel über Land durch die Erwärmung des Kontinents zerstört, über den Ozeanen verstärken sich solche Wirbel erheblich und breiten sich nach Norden aus.

Druck an der Erdoberfläche in Millibar und vorherrschende Luftströmungen

Aufgrund der Tatsache, dass in der Troposphäre die Luft in äquatorialen und tropischen Breiten deutlich stärker erwärmt wird als in den Polarregionen, nehmen Lufttemperatur und Luftdruck in Richtung vom Äquator zu den Polen allmählich ab. Wie Meteorologen sagen, ist der planetarische Temperatur- und Druckgradient in der mittleren Troposphäre vom Äquator zu den Polen gerichtet.

(In der Meteorologie wird der Temperatur- und Druckgradient im Vergleich zur Physik in die entgegengesetzte Richtung genommen.) Luft ist ein hochbewegliches Medium. Wenn sich die Erde nicht um ihre Achse drehen würde, würde die Luft in den unteren Schichten der Atmosphäre vom Äquator zu den Polen strömen und in den oberen Schichten zum Äquator zurückkehren.

Aber die Erde dreht sich mit einer Winkelgeschwindigkeit von 2n/86400 Radiant pro Sekunde. Luftpartikel, die sich von niedrigen in hohe Breiten bewegen, behalten hohe lineare Geschwindigkeiten relativ zur Erdoberfläche bei, die in erworben wurden niedrige Breiten und weichen daher ab, wenn sie sich nach Osten bewegen. In der Troposphäre entsteht ein West-Ost-Lufttransport, der sich in Abb. 10.

Ein solches regelmäßiges Strömungsregime ist jedoch nur auf Karten mit Durchschnittswerten zu beobachten. „Schnappschüsse“ von Luftströmungen ergeben sehr unterschiedliche, jedes Mal neue, sich nicht wiederholende Positionen von Zyklonen, Antizyklonen, Luftströmungen, Zonen, in denen warme und kalte Luft zusammentreffen, d. h. atmosphärische Fronten.

Atmosphärische Fronten spielen eine große Rolle in der allgemeinen Zirkulation der Atmosphäre, da in ihnen erhebliche Energieumwandlungen der Luftmassen von einem Typ zum anderen stattfinden.

In Abb. Abbildung 10 zeigt schematisch die Lage der Hauptfrontabschnitte in der mittleren Troposphäre und nahe der Erdoberfläche. Zahlreiche Wetterphänomene sind mit atmosphärischen Fronten und Frontalzonen verbunden.

Hier entstehen zyklonale und antizyklonale Wirbel, es bilden sich dichte Wolken und Niederschlagszonen und der Wind nimmt zu.

Wenn eine atmosphärische Front einen bestimmten Punkt durchquert, ist normalerweise deutlich eine spürbare Abkühlung oder Erwärmung zu beobachten, und der gesamte Charakter des Wetters ändert sich dramatisch. Interessante Merkmale finden sich in der Struktur der Stratosphäre.

Planetarische Frontalzone in der mittleren Troposphäre

Wenn sich Wärme in der Troposphäre in der Nähe des Äquators befindet; Während an den Polen die Luftmassen kalt sind, ist die Situation in der Stratosphäre, insbesondere in der warmen Jahreshälfte, genau umgekehrt; an den Polen ist die Luft hier relativ wärmer und am Äquator kalt.

Die Temperatur- und Druckgradienten sind relativ zur Troposphäre in die entgegengesetzte Richtung gerichtet.

Der Einfluss der ablenkenden Kraft der Erdrotation, die zur Bildung eines West-Ost-Transfers in der Troposphäre führte, erzeugt in der Stratosphäre eine Zone von Ost-West-Winden.

Durchschnittliche Lage der Jetstream-Achsen auf der Nordhalbkugel im Winter

Die höchsten Windgeschwindigkeiten und damit die höchste kinetische Energie der Luft werden in Jetstreams beobachtet.

Im übertragenen Sinne sind Jetstreams Luftflüsse in der Atmosphäre, Flüsse, die an der oberen Grenze der Troposphäre fließen, in den Schichten, die die Troposphäre von der Stratosphäre trennen, also in Schichten nahe der Tropopause (Abb. 11 und 12).

Die Windgeschwindigkeit in Jetstreams erreicht 250 – 300 km/h – im Winter; und 100 - 140 km/h - im Sommer. Somit kann ein langsames Flugzeug, das in einen solchen Jetstream fällt, „rückwärts“ fliegen.

Durchschnittliche Lage der Jetstream-Achsen auf der Nordhalbkugel im Sommer

Die Länge von Jetstreams beträgt mehrere tausend Kilometer. Unterhalb der Jetstreams in der Troposphäre werden breitere und weniger schnelle Luft-„Flüsse“ beobachtet – planetarische Frontalzonen in großer Höhe, die auch eine große Rolle bei der allgemeinen Zirkulation der Atmosphäre spielen.

Das Auftreten hoher Windgeschwindigkeiten in Jetstreams und in hochgelegenen Frontalzonen des Planeten ist auf das Vorhandensein großer Lufttemperaturunterschiede zwischen benachbarten Luftmassen zurückzuführen.

Das Vorhandensein eines Unterschieds in der Lufttemperatur, oder wie sie sagen, „Temperaturkontrast“, führt zu einer Zunahme des Windes mit der Höhe. Die Theorie zeigt, dass ein solcher Anstieg proportional zum horizontalen Temperaturgradienten der betreffenden Luftschicht ist.

In der Stratosphäre nimmt aufgrund der Umkehr des meridionalen Lufttemperaturgradienten die Intensität der Jetstreams ab und sie verschwinden.

Trotz der großen Ausdehnung planetarer Höhenfrontzonen und Jetstreams umkreisen sie in der Regel nicht den gesamten Globus, sondern enden dort, wo horizontale Temperaturkontraste zwischen Luftmassen schwächer werden. Die häufigsten und dramatischsten Temperaturkontraste treten an der Polarfront auf, die die Luft gemäßigter Breiten von der tropischen Luft trennt.

Lage der Achse der Höhenfrontzone mit unbedeutendem meridionalem Luftmassenaustausch

Im Polarfrontsystem treten häufig planetarische Höhenfrontzonen und Jetstreams auf. Obwohl die Höhenfrontzonen des Planeten im Durchschnitt eine Richtung von West nach Ost haben, ist die Richtung ihrer Achsen in bestimmten Fällen sehr unterschiedlich. Am häufigsten haben sie in gemäßigten Breiten einen wellenförmigen Charakter. In Abb.

In Abb. 13, 14 zeigen die Lage der Achsen hochgelegener Frontalzonen bei stabilem West-Ost-Transport und bei ausgeprägtem meridionalem Luftmassenaustausch.

Ein wesentliches Merkmal der Luftströmungen in der Stratosphäre und Mesosphäre über den äquatorialen und tropischen Regionen ist die Existenz mehrerer Luftschichten mit nahezu entgegengesetzten Richtungen starker Winde.

Die Entstehung und Entwicklung dieser vielschichtigen Struktur des Windfeldes ändert sich hier in bestimmten, aber nicht ganz übereinstimmenden Zeitabständen, die auch als eine Art prognostisches Zeichen dienen können.

Wenn wir noch hinzufügen, dass das Phänomen der starken Erwärmung in der polaren Stratosphäre, das regelmäßig im Winter auftritt, in irgendeiner Weise mit Prozessen in der Stratosphäre in tropischen Breiten und mit troposphärischen Prozessen in gemäßigten und hohen Breiten zusammenhängt, dann wird dies der Fall sein wird deutlich, wie komplex und skurril diese atmosphärischen Bedingungen Prozesse entwickeln, die sich direkt auf das Wetterregime in gemäßigten Breiten auswirken.

Lage der Achse der Höhenfrontzone mit erheblichem meridionalem Luftmassenaustausch

Der Zustand des Untergrunds, insbesondere der Zustand der oberen aktiven Wasserschicht im Weltozean, ist für die Entstehung großräumiger atmosphärischer Prozesse von großer Bedeutung. Die Oberfläche des Weltozeans macht fast 3/4 der gesamten Erdoberfläche aus (Abb. 15).

Meeresströmungen

Aufgrund ihrer hohen Wärmekapazität und ihrer Fähigkeit, sich leicht zu vermischen, speichern Meeresgewässer bei Begegnungen mit warmer Luft in gemäßigten Breiten und das ganze Jahr über in südlichen Breiten Wärme über einen langen Zeitraum. Die gespeicherte Wärme wird durch Meeresströmungen weit nach Norden getragen und erwärmt umliegende Gebiete.

Die Wärmekapazität von Wasser ist um ein Vielfaches größer als die Wärmekapazität des Bodens und der Gesteine, aus denen das Land besteht. Die erhitzte Wassermasse dient als Wärmespeicher, mit dem sie die Atmosphäre versorgt. Es ist zu beachten, dass Land die Sonnenstrahlen viel besser reflektiert als die Meeresoberfläche.

Die Oberfläche von Schnee und Eis reflektiert die Sonnenstrahlen besonders gut; 80-85 % der gesamten auf Schnee fallenden Sonnenstrahlung werden von diesem reflektiert. Die Meeresoberfläche hingegen absorbiert fast die gesamte auf sie einfallende Strahlung (55-97 %). Als Ergebnis all dieser Prozesse erhält die Atmosphäre direkt von der Sonne nur 1/3 der gesamten einströmenden Energie.

Die restlichen 2/3 seiner Energie bezieht es aus dem von der Sonne erwärmten Untergrund, vor allem aus der Wasseroberfläche. Die Wärmeübertragung von der darunter liegenden Oberfläche an die Atmosphäre erfolgt auf verschiedene Weise. Erstens, große Menge Sonnenwärme wird für die Verdunstung von Feuchtigkeit von der Meeresoberfläche in die Atmosphäre aufgewendet.

Bei der Kondensation dieser Feuchtigkeit wird Wärme freigesetzt, die die umgebenden Luftschichten erwärmt. Zweitens gibt die darunter liegende Oberfläche durch turbulenten (d. h. Wirbel-, ungeordneten) Wärmeaustausch Wärme an die Atmosphäre ab. Drittens wird Wärme durch thermische elektromagnetische Strahlung übertragen. Durch die Wechselwirkung des Ozeans mit der Atmosphäre kommt es in dieser zu wichtigen Veränderungen.

Die Atmosphärenschicht, in die die Wärme und Feuchtigkeit des Ozeans eindringt, erreicht beim Eindringen kalter Luft auf die warme Meeresoberfläche 5 km oder mehr. In Fällen, in denen warme Luft in die kalte Wasseroberfläche des Ozeans eindringt, beträgt die Höhe, bis zu der sich der Einfluss des Ozeans erstreckt, nicht mehr als 0,5 km.

Bei der Invasion kalter Luft hängt die Dicke der vom Ozean beeinflussten Schicht in erster Linie von der Größe des Temperaturunterschieds zwischen Wasser und Luft ab. Ist das Wasser wärmer als die Luft, entsteht starke Konvektion, also ungeordnete Aufwärtsbewegungen der Luft, die zum Eindringen von Wärme und Feuchtigkeit in die hohen Schichten der Atmosphäre führen.

Ist die Luft dagegen wärmer als das Wasser, findet keine Konvektion statt und die Luft verändert ihre Eigenschaften nur in den untersten Schichten. Über warme Strömung Der Golfstrom im Atlantischen Ozean kann bei der Invasion sehr kalter Luft eine Wärmeübertragung aus dem Ozean von bis zu 2000 cal/cm2 pro Tag erreichen und erstreckt sich auf die gesamte Troposphäre.

Warme Luft kann über der kalten Meeresoberfläche täglich 20–100 Kalorien/cm2 verlieren. Veränderungen in den Eigenschaften der Luft, die auf eine warme oder kalte Meeresoberfläche fällt, treten recht schnell auf – solche Veränderungen können innerhalb eines Tages nach Beginn der Invasion in einer Höhe von 3 oder 5 km festgestellt werden.

Welche Lufttemperaturerhöhungen können durch ihre Umwandlung (Änderung) über der darunter liegenden Wasseroberfläche auftreten? Es zeigt sich, dass sich die Atmosphäre über dem Atlantik in der kalten Jahreshälfte im Durchschnitt um 6° erwärmt, manchmal kann es sogar um 20° pro Tag wärmer werden. Die Atmosphäre kann sich pro Tag um 2-10° abkühlen. Es wird geschätzt, dass im Nordatlantik, d.h.

Dort, wo die stärkste Wärmeübertragung vom Ozean zur Atmosphäre stattfindet, gibt der Ozean 10–30 Mal mehr Wärme ab, als er von der Atmosphäre aufnimmt. Es ist ganz natürlich, dass die Wärmereserven im Meer durch den Zustrom warmen Meereswassers aus tropischen Breiten wieder aufgefüllt werden. Luftströmungen verteilen die vom Meer aufgenommene Wärme über Tausende von Kilometern. Der wärmende Einfluss der Ozeane im Winter führt dazu, dass der Lufttemperaturunterschied zwischen den nordöstlichen Teilen der Ozeane und Kontinenten in den Breitengraden 45-60° nahe der Erdoberfläche 15-20° und in der Nähe der Erdoberfläche 4-5° beträgt mittlere Troposphäre. Beispielsweise ist die wärmende Wirkung des Ozeans auf das Klima Nordeuropas gut untersucht.

Im Winter steht der nordwestliche Teil des Pazifischen Ozeans unter dem Einfluss der kalten Luft des asiatischen Kontinents, des sogenannten Wintermonsuns, der sich in der Oberflächenschicht 1-2.000 km tief in den Ozean hinein erstreckt und 3-4.000 km tief in den Ozean hineinreicht km in der mittleren Troposphäre (Abb. 16) .

Jährliche Wärmemengen, die durch Meeresströmungen übertragen werden

Im Sommer ist es über dem Ozean kälter als über den Kontinenten, daher kommt die Luft aus Atlantischer Ozean, kühlt Europa ab und die Luft des asiatischen Kontinents erwärmt sich Pazifik See. Das oben beschriebene Bild ist jedoch typisch für durchschnittliche Zirkulationsbedingungen.

Tägliche Änderungen in der Größe und Richtung der Wärmeströme von der darunter liegenden Oberfläche in die Atmosphäre und zurück sind sehr vielfältig und haben großen Einfluss auf Änderungen in den atmosphärischen Prozessen selbst.

Es gibt Hypothesen, nach denen die Besonderheiten der Entwicklung des Wärmeaustauschs zwischen verschiedenen Teilen des Untergrunds und der Atmosphäre die Stabilität atmosphärischer Prozesse über lange Zeiträume bestimmen.

Wenn sich die Luft über der ungewöhnlich (über dem Normalwert) warmen Wasseroberfläche des einen oder anderen Teils des Weltmeeres in den gemäßigten Breiten der nördlichen Hemisphäre erwärmt, bildet sich in der mittleren Troposphäre ein Hochdruckgebiet (Druckrücken). , an dessen östlicher Peripherie der Transfer kalter Luftmassen aus der Arktis beginnt, und entlang seines westlichen Teils - der Transfer warmer Luft aus tropischen Breiten nach Norden. Diese Situation kann zum Fortbestehen einer langfristigen Wetteranomalie an der Erdoberfläche in bestimmten Gebieten führen – trocken und heiß oder regnerisch und kühl im Sommer, frostig und trocken oder warm und verschneiter Winter. Bewölkung spielt eine sehr wichtige Rolle bei der Entstehung atmosphärischer Prozesse, indem sie den Fluss der Sonnenwärme zur Erdoberfläche reguliert. Die Wolkendecke erhöht den Anteil der reflektierten Strahlung erheblich und verringert dadurch die Erwärmung der Erdoberfläche, was wiederum Auswirkungen auf die Art synoptischer Prozesse hat. Es stellt sich heraus, dass es einigermaßen ähnlich ist Rückmeldung: Die Art der atmosphärischen Zirkulation beeinflusst die Entstehung von Wolkensystemen, und Wolkensysteme wiederum beeinflussen Änderungen der Zirkulation. Wir haben nur die wichtigsten der untersuchten „terrestrischen“ Faktoren aufgelistet, die die Wetterbildung und Luftzirkulation beeinflussen. Die Aktivität der Sonne spielt eine besondere Rolle bei der Erforschung der Ursachen von Veränderungen in der allgemeinen ZIRKULATION der Atmosphäre. Dabei ist zwischen Veränderungen der Luftzirkulation auf der Erde im Zusammenhang mit Veränderungen des Gesamtwärmeflusses von der Sonne zur Erde infolge von Schwankungen des Wertes der sogenannten Sonnenkonstante zu unterscheiden. Allerdings handelt es sich, wie neuere Untersuchungen zeigen, in Wirklichkeit nicht um einen streng konstanten Wert. Die atmosphärische Zirkulationsenergie wird kontinuierlich durch die von der Sonne gesendete Energie ergänzt. Wenn daher die von der Sonne gesendete Gesamtenergie erheblich schwankt, kann dies Auswirkungen auf die Zirkulation und das Wetter auf der Erde haben. Dieses Problem wurde noch nicht ausreichend untersucht. Was Veränderungen der Sonnenaktivität betrifft, so ist bekannt, dass auf der Sonnenoberfläche verschiedene Störungen auftreten, nämlich Sonnenflecken, Faculae, Flocken, Protuberanzen usw. Diese Störungen verursachen vorübergehende Veränderungen in der Zusammensetzung der Sonnenstrahlung, der ultravioletten Komponente und der Korpuskularstrahlung ( d.h. bestehend aus geladenen Teilchen, hauptsächlich Protonen) Strahlung der Sonne. Einige Meteorologen glauben, dass Veränderungen der Sonnenaktivität mit troposphärischen Prozessen in der Erdatmosphäre, also mit dem Wetter, zusammenhängen.

Diese letzte Aussage bedarf weiterer Forschung, vor allem aufgrund der Tatsache, dass der gut manifestierte 11-Jahres-Zyklus der Sonnenaktivität bei den Wetterbedingungen auf der Erde nicht deutlich sichtbar ist.

Es ist bekannt, dass es ganze Schulen meteorologischer Prognostiker gibt, die das Wetter im Zusammenhang mit Veränderungen der Sonnenaktivität recht erfolgreich vorhersagen können.

Wind und allgemeine atmosphärische Zirkulation

Wind ist die Bewegung der Luft von Gebieten mit höherem Luftdruck zu Gebieten mit niedrigerem Luftdruck. Die Windgeschwindigkeit wird durch die Größe des Luftdruckunterschieds bestimmt.

Der Einfluss des Windes in der Schifffahrt muss ständig berücksichtigt werden, da er Schiffsdrift, Sturmwellen usw. verursacht.
Aufgrund der ungleichmäßigen Erwärmung verschiedener Teile der Erde entsteht ein System atmosphärischer Strömungen auf planetarischer Ebene (allgemeine atmosphärische Zirkulation).

Der Luftstrom besteht aus einzelnen Wirbeln, die sich zufällig im Raum bewegen. Daher ändert sich die an jedem Punkt gemessene Windgeschwindigkeit im Laufe der Zeit kontinuierlich. Die größten Schwankungen der Windgeschwindigkeit werden in der wassernahen Schicht beobachtet. Um Windgeschwindigkeiten vergleichen zu können, wurde als Standardhöhe eine Höhe von 10 Metern über dem Meeresspiegel angenommen.

Die Windgeschwindigkeit wird in Metern pro Sekunde angegeben, die Windstärke in Punkten. Die Beziehung zwischen ihnen wird durch die Beaufort-Skala bestimmt.

Beaufort Skala

Schwankungen der Windgeschwindigkeit werden durch den Böenkoeffizienten charakterisiert, der als Verhältnis verstanden wird maximale Geschwindigkeit Windböen auf die durchschnittliche Geschwindigkeit, die in 5 - 10 Minuten erreicht wird.
Mit zunehmender durchschnittlicher Windgeschwindigkeit nimmt der Böenkoeffizient ab. Bei hohen Windgeschwindigkeiten beträgt der Böenkoeffizient etwa 1,2 – 1,4.

Passatwinde sind Winde, die das ganze Jahr über in einer Richtung in der Zone vom Äquator bis 35° N wehen. w. und bis zu 30° Süd. w. Stabil in der Richtung: auf der Nordhalbkugel - Nordosten, auf der Südhalbkugel - Südosten. Geschwindigkeit – bis zu 6 m/s.

Monsune sind Winde gemäßigter Breiten, die im Sommer vom Meer zum Festland und im Winter vom Festland zum Meer wehen. Erreichen Sie Geschwindigkeiten von 20 m/s. Monsune bringen im Winter trockenes, klares und kaltes Wetter an die Küste und im Sommer bewölktes Wetter mit Regen und Nebel.

Durch die ungleichmäßige Erwärmung von Wasser und Land im Laufe des Tages entstehen Brisen. Tagsüber weht Wind vom Meer zum Land (Meeresbrise). Nachts von der kühlen Küste bis zum Meer (Küstenbrise). Windgeschwindigkeit 5 – 10 m/s.

Lokale Winde entstehen in bestimmten Gebieten aufgrund der Beschaffenheit des Reliefs und unterscheiden sich stark von der allgemeinen Luftströmung: Sie entstehen durch ungleichmäßige Erwärmung (Abkühlung) der darunter liegenden Oberfläche. Detaillierte Informationen zu den lokalen Winden finden Sie in den Segelanweisungen und hydrometeorologischen Beschreibungen.

Bora ist ein starker und böiger Wind, der einen Berghang hinunterweht. Bringt deutliche Kühlung.

Es wird in Gebieten beobachtet, in denen ein Mittelgebirge an das Meer grenzt, in Zeiten, in denen der Luftdruck über Land ansteigt und die Temperatur im Vergleich zum Druck und der Temperatur über dem Meer abnimmt.

Im Bereich der Novorossiysk-Bucht ist die Bora von November bis März mit durchschnittlichen Windgeschwindigkeiten von etwa 20 m/s aktiv (einzelne Böen können 50 bis 60 m/s betragen). Die Wirkungsdauer beträgt ein bis drei Tage.

Ähnliche Winde werden auf Nowaja Semlja, an der Mittelmeerküste Frankreichs (Mistral) und vor der Nordküste der Adria beobachtet.

Schirokko – heißer und feuchter Wind des zentralen Teils Mittelmeer begleitet von Wolken und Niederschlag.

Tornados sind Wirbelstürme über dem Meer mit einem Durchmesser von bis zu mehreren zehn Metern, die aus Wassersprühnebel bestehen. Sie halten bis zu einem Vierteltag und bewegen sich mit Geschwindigkeiten von bis zu 30 Knoten. Die Windgeschwindigkeit innerhalb eines Tornados kann bis zu 100 m/s erreichen.

Sturmwinde treten überwiegend in Gebieten mit niedrigem Luftdruck auf. Tropische Wirbelstürme erreichen besonders große Stärken, wobei die Windgeschwindigkeiten oft über 60 m/s liegen.

Auch in gemäßigten Breiten werden starke Stürme beobachtet. Bei der Bewegung kommen warme und kalte Luftmassen zwangsläufig miteinander in Kontakt.

Die Übergangszone zwischen diesen Massen wird atmosphärische Front genannt. Der Durchgang der Front geht mit einem starken Wetterumschwung einher.

Eine atmosphärische Front kann stationär oder in Bewegung sein. Es gibt Warm-, Kalt- und Okklusionsfronten. Die wichtigsten atmosphärischen Fronten sind: Arktis, Polar und Tropen. Auf Übersichtskarten werden Fronten als Linien (Frontlinie) dargestellt.

Eine Warmfront entsteht, wenn warme Luftmassen kalte Luftmassen angreifen. Auf Wetterkarten wird eine Warmfront durch eine durchgezogene Linie mit Halbkreisen entlang der Front markiert, die die Richtung der kälteren Luft und die Bewegungsrichtung angeben.

Wenn die Warmfront näher rückt, beginnt der Druck zu sinken, die Wolken werden dichter und es beginnen starke Niederschläge zu fallen. Im Winter treten beim Durchzug einer Front meist niedrige Stratuswolken auf. Die Temperatur und Luftfeuchtigkeit steigen langsam an.

Wenn eine Front vorbeizieht, steigen Temperaturen und Luftfeuchtigkeit normalerweise schnell an und der Wind nimmt zu. Nachdem die Front vorbeigezogen ist, ändert sich die Windrichtung (der Wind dreht sich im Uhrzeigersinn), der Druckabfall stoppt und beginnt leicht anzusteigen, die Wolken lösen sich auf und der Niederschlag hört auf.

Eine Kaltfront entsteht, wenn kalte Luftmassen wärmere angreifen (Abb. 18.2). Auf Wetterkarten wird eine Kaltfront als durchgezogene Linie dargestellt, wobei Dreiecke entlang der Front wärmere Temperaturen und die Bewegungsrichtung anzeigen. Der Druck vor der Front nimmt stark und ungleichmäßig ab, das Schiff befindet sich in einer Zone von Schauern, Gewittern, Sturmböen und starkem Wellengang.

Eine Okklusionsfront ist eine Front, die durch die Verschmelzung einer Warm- und einer Kaltfront entsteht. Es erscheint als durchgezogene Linie mit abwechselnden Dreiecken und Halbkreisen.

Abschnitt einer Warmfront

Querschnitt einer Kaltfront

Ein Zyklon ist ein atmosphärischer Wirbel mit großem Durchmesser (von Hunderten bis zu mehreren Tausend Kilometern) und niedrigem Luftdruck im Zentrum. Die Luft in einem Zyklon zirkuliert auf der Nordhalbkugel gegen den Uhrzeigersinn und auf der Südhalbkugel im Uhrzeigersinn.

Es gibt zwei Haupttypen von Wirbelstürmen – außertropische und tropische.

Die ersten entstehen in gemäßigten oder polaren Breiten und haben zu Beginn der Entwicklung einen Durchmesser von tausend Kilometern, im Falle des sogenannten Zentralzyklons bis zu mehreren Tausend Kilometern.

Ein tropischer Wirbelsturm ist ein Wirbelsturm, der in tropischen Breiten entsteht; es handelt sich um einen atmosphärischen Wirbel mit niedrigem Luftdruck im Zentrum und sturmähnlichen Windgeschwindigkeiten. Gebildete tropische Wirbelstürme bewegen sich zusammen mit den Luftmassen von Osten nach Westen und weichen dabei allmählich in Richtung hoher Breiten ab.

Solche Zyklone zeichnen sich auch durch die sogenannten aus Das „Auge des Sturms“ ist ein zentraler Bereich mit einem Durchmesser von 20–30 km bei relativ klarem und windstillem Wetter. Jährlich werden weltweit etwa 80 tropische Wirbelstürme beobachtet.

Blick auf einen Zyklon aus dem Weltraum

Pfade tropischer Wirbelstürme

Im Fernen Osten und Südostasien werden tropische Wirbelstürme Taifune (vom chinesischen Tai Feng – großer Wind) genannt, und in Nord- und Südostasien werden tropische Wirbelstürme als Taifune bezeichnet Südamerika– Hurrikane (spanisch: huracán, benannt nach dem indischen Gott des Windes).
Es ist allgemein anerkannt, dass ein Sturm zu einem Hurrikan wird, wenn die Windgeschwindigkeit 120 km/h überschreitet; bei einer Geschwindigkeit von 180 km/h spricht man von einem starken Hurrikan.

7. Wind. Allgemeine atmosphärische Zirkulation

Vorlesung 7. Wind. Allgemeine atmosphärische Zirkulation

Wind – Dabei handelt es sich um die Luftbewegung relativ zur Erdoberfläche, bei der die horizontale Komponente überwiegt. Bei der Betrachtung der Aufwärts- oder Abwärtsbewegung des Windes wird auch die vertikale Komponente berücksichtigt. Der Wind ist charakterisiert Richtung, Geschwindigkeit und Ungestüm.

Die Ursache für Wind ist der Unterschied im Luftdruck an verschiedenen Punkten, der durch den horizontalen Druckgradienten bestimmt wird. Der Druck ist vor allem aufgrund unterschiedlicher Erwärmung und Abkühlung der Luft nicht gleich und nimmt mit der Höhe ab.

Um eine Vorstellung von der Druckverteilung auf der Erdoberfläche zu bekommen, wird der gleichzeitig an verschiedenen Punkten gemessene und auf die gleiche Höhe (z. B. Meeresspiegel) normierte Druck auf geografische Karten angewendet. Punkte mit gleichem Druck werden durch Linien verbunden - Isobaren.

Auf diese Weise werden Gebiete mit hohem (Antizyklone) und niedrigem (Zyklon) Druck sowie deren Bewegungsrichtungen für die Wettervorhersage identifiziert. Mithilfe von Isobaren können Sie das Ausmaß der Druckänderung mit der Entfernung bestimmen.

In der Meteorologie ist das Konzept akzeptiert horizontaler Druckgradient ist die Druckänderung pro 100 km entlang einer horizontalen Linie senkrecht zu den Isobaren vom Hochdruck zum Tiefdruck. Diese Änderung beträgt normalerweise 1-2 hPa/100 km.

Die Bewegung der Luft erfolgt in Richtung des Gefälles, jedoch nicht geradlinig, sondern auf komplexere Weise, die durch das Zusammenwirken von Kräften verursacht wird, die die Luft aufgrund der Erdrotation und der Reibung ablenken. Unter dem Einfluss der Erdrotation weicht die Luftbewegung vom Druckgefälle auf der Nordhalbkugel nach rechts und auf der Südhalbkugel nach links ab.

Die größte Abweichung ist an den Polen zu beobachten, am Äquator liegt sie nahe bei Null. Die Reibungskraft verringert sowohl die Windgeschwindigkeit als auch die Abweichung vom Gefälle durch den Kontakt mit der Oberfläche sowie durch die Luftmasse im Inneren unterschiedliche Geschwindigkeiten in den Schichten der Atmosphäre. Der kombinierte Einfluss dieser Kräfte lenkt den Wind über Land um 45–55° und über dem Meer um 70–80° vom Gefälle ab.

Mit zunehmender Höhe nimmt die Windgeschwindigkeit und deren Abweichung bis zu 90° in einer Höhe von etwa 1 km zu.

Die Windgeschwindigkeit wird normalerweise in m/s gemessen, seltener in km/h und Punkten. Als Richtung wird angenommen, wo der Wind weht, bestimmt in Peilungen (es gibt 16 davon) oder Winkelgraden.

Wird für Windbeobachtungen verwendet Schaufel, das in einer Höhe von 10-12 m installiert ist. Ein Handanemometer dient zur kurzfristigen Geschwindigkeitsbeobachtung in Feldexperimenten.

Anemorumbometer ermöglicht die Fernmessung von Windrichtung und -geschwindigkeit , Anemormbograph zeichnet diese Indikatoren kontinuierlich auf.

Die tageszeitliche Variation der Windgeschwindigkeit über den Ozeanen wird fast nicht beobachtet und kommt über Land gut zum Ausdruck: am Ende der Nacht – ein Minimum, am Nachmittag – ein Maximum. Der Jahreszyklus wird durch die Muster der allgemeinen Zirkulation der Atmosphäre bestimmt und unterscheidet sich je nach Region der Erde. Beispielsweise gibt es in Europa im Sommer eine minimale Windgeschwindigkeit, im Winter ein Maximum. In Ostsibirien ist es umgekehrt.

Die Windrichtung an einem bestimmten Ort ändert sich häufig. Wenn Sie jedoch die Häufigkeit von Winden aus verschiedenen Richtungen berücksichtigen, können Sie feststellen, dass einige Winde häufiger auftreten. Um Richtungen auf diese Weise zu untersuchen, wird ein Diagramm namens Windrose verwendet. Auf jeder Geraden aller Bezugspunkte wird die beobachtete Anzahl der Windereignisse für den erforderlichen Zeitraum aufgetragen und die erhaltenen Werte an den Bezugspunkten durch Linien verbunden.

Der Wind trägt dazu bei, die Gaszusammensetzung der Atmosphäre konstant zu halten, indem er Luftmassen vermischt, feuchte Meeresluft ins Landesinnere transportiert und sie mit Feuchtigkeit versorgt.

Der ungünstige Einfluss des Windes auf die Landwirtschaft kann sich in einer erhöhten Verdunstung von der Bodenoberfläche äußern und so zu Dürreperioden führen; bei hohen Windgeschwindigkeiten ist eine Winderosion der Böden möglich.

Bei der Bestäubung von Feldern mit Pestiziden und bei der Bewässerung mit Sprinklern müssen Windgeschwindigkeit und -richtung berücksichtigt werden. Bei der Anlage von Waldstreifen und der Schneerückhaltung muss die Richtung der vorherrschenden Winde bekannt sein.

Lokale Winde.

Lokale Winde werden aufgerufen Winde, die nur für bestimmte geografische Gebiete charakteristisch sind. Sie sind von besonderer Bedeutung in ihrem Einfluss auf Wetter, ihr Ursprung ist unterschiedlich.

Brisen – Winde in Küstennähe von Meeren und großen Seen, die im Tagesverlauf eine starke Richtungsänderung aufweisen. Während des Tages Meeresbrise weht vom Meer ans Ufer und nachts - Onshore-Brise Schläge vom Land zum Meer (Abb. 2).

Sie sind bei klarem Wetter in der warmen Jahreszeit ausgeprägt, wenn der Luftverkehr insgesamt schwach ist. In anderen Fällen, zum Beispiel beim Durchzug von Wirbelstürmen, können Brisen durch stärkere Strömungen überdeckt werden.

Windbewegungen bei Brisen werden in einer Entfernung von mehreren hundert Metern (bis zu 1–2 km) mit einer Durchschnittsgeschwindigkeit von 3–5 m/Sek. beobachtet, und in den Tropen sogar noch mehr, dringen sie mehrere Dutzend Kilometer tief ins Land ein Meer.

Die Entwicklung von Brisen hängt mit der täglichen Schwankung der Landoberflächentemperatur zusammen. Tagsüber erwärmt sich das Land stärker als die Wasseroberfläche, der Druck darüber sinkt und es entsteht ein Lufttransfer vom Meer zum Land. Nachts kühlt das Land schneller und stärker ab und Luft gelangt vom Land ins Meer.

Die Tagesbrise senkt die Temperatur und erhöht die relative Luftfeuchtigkeit, was in den Tropen besonders ausgeprägt ist. Zum Beispiel in Westafrika Wenn Meeresluft an Land gelangt, kann die Temperatur um 10 °C oder mehr sinken und die relative Luftfeuchtigkeit um 40 % ansteigen.

Brise wird auch an den Küsten großer Seen beobachtet: Ladoga, Onega, Baikal, Sevan usw. sowie weiter große Flüsse. Allerdings sind die Brisen in diesen Gebieten in ihrer horizontalen und vertikalen Entwicklung geringer.

Berg-Tal-Winde werden in Gebirgssystemen hauptsächlich im Sommer beobachtet und ähneln in ihrer täglichen Häufigkeit den Brisen. Tagsüber blasen sie durch die Erwärmung durch die Sonne das Tal und die Berghänge entlang, nachts strömt die Luft bei Abkühlung die Hänge hinab. Durch nächtliche Luftbewegungen kann es zu Frost kommen, was besonders im Frühling, wenn die Gärten blühen, gefährlich ist.

Föhn –ein warmer und trockener Wind, der von den Bergen in die Täler weht. Gleichzeitig steigt die Lufttemperatur deutlich an und die Luftfeuchtigkeit sinkt teilweise sehr schnell. Sie werden in den Alpen, im Westkaukasus, an der Südküste der Krim, in den Bergen Zentralasiens, Jakutiens, an den Osthängen der Rocky Mountains und in anderen Gebirgssystemen beobachtet.

Ein Föhn entsteht, wenn ein Luftstrom einen Bergrücken überquert. Da auf der Leeseite ein Vakuum entsteht, wird Luft in Form eines absteigenden Windes nach unten gesaugt. Die absteigende Luft wird nach dem trockenen adiabatischen Gesetz erwärmt: um 1°C pro 100 m Abstieg.

Wenn die Luft beispielsweise in einer Höhe von 3000 m eine Temperatur von -8 °C und eine relative Luftfeuchtigkeit von 100 % hatte, erwärmt sie sich beim Abstieg ins Tal auf 22 °C und die Luftfeuchtigkeit sinkt auf 17 %. Steigt die Luft am Luvhang auf, kondensiert Wasserdampf und es bilden sich Wolken, es fallen Niederschläge und die absteigende Luft wird noch trockener.

Die Lebensdauer von Haartrocknern liegt zwischen mehreren Stunden und mehreren Tagen. Ein Haartrockner kann zu starker Schneeschmelze und Überschwemmungen führen und Böden und Vegetation austrocknen, bis sie absterben.

Bora–Es ist ein starker, kalter, böiger Wind, der von Mittelgebirgen in Richtung eines wärmeren Meeres weht.

Die bekannteste Bora liegt in der Noworossijsker Bucht am Schwarzen Meer und an der Adriaküste nahe der Stadt Triest. Ähnlich wie Bora in Ursprung und Erscheinungsform Norden In der Gegend von

Baku, Mistral an der Mittelmeerküste Frankreichs, Northser im Golf von Mexiko.

Bora entsteht, wenn kalte Luftmassen durch den Küstenrücken strömen. Die Luft strömt aufgrund der Schwerkraft nach unten und entwickelt eine Geschwindigkeit von mehr als 20 m/s, während die Temperatur deutlich sinkt, teilweise um mehr als 25 °C. Bora verschwindet einige Kilometer von der Küste entfernt, kann aber manchmal einen erheblichen Teil des Meeres bedecken.

In Noworossijsk wird Bora etwa 45 Tage im Jahr beobachtet, am häufigsten von November bis März, mit einer Dauer von bis zu 3 Tagen, selten bis zu einer Woche.

Allgemeine atmosphärische Zirkulation

Allgemeine atmosphärische Zirkulation– Hierbei handelt es sich um ein komplexes System großer Luftströmungen, die sehr große Luftmassen transportieren Globus .

In der Atmosphäre nahe der Erdoberfläche wird in polaren und tropischen Breiten ein östlicher Transport und in gemäßigten Breiten ein westlicher Transport beobachtet.

Die Bewegung der Luftmassen wird durch die Erdrotation sowie durch die Topographie und den Einfluss von Hoch- und Tiefdruckgebieten erschwert. Die Abweichung der Winde von der vorherrschenden Richtung beträgt bis zu 70°.

Bei der Erwärmung und Abkühlung riesiger Luftmassen über dem Globus entstehen Hoch- und Tiefdruckgebiete, die die Richtung der Luftströmungen auf dem Planeten bestimmen. Basierend auf langfristigen durchschnittlichen Druckwerten auf Meereshöhe wurden die folgenden Muster identifiziert.

Auf beiden Seiten des Äquators gibt es eine Tiefdruckzone (im Januar - zwischen 15o nördlicher Breite und 25° südlicher Breite, im Juli – ab 35° nördlicher Breite. bis 5o S). Diese Zone, genannt Äquatorialdepression, erstreckt sich eher auf die Hemisphäre, wo in einem bestimmten Monat Sommer ist.

In Richtung nördlich und südlich davon nimmt der Druck zu und erreicht Höchstwerte bei subtropische Zonen Bluthochdruck(im Januar – bei 30–32° nördlicher und südlicher Breite, im Juli – bei 33–37° N und 26–30° S). Von Subtropen bis gemäßigte Zonen Druckabfälle, besonders deutlich auf der Südhalbkugel.

Der Mindestdruck liegt bei zwei subpolare Tiefdruckgebiete(75-65o N und 60-65o S). Weiter zu den Polen hin nimmt der Druck wieder zu.

Der meridionale barische Gradient wird ebenfalls entsprechend den Druckänderungen lokalisiert. Sie ist von den Subtropen einerseits zum Äquator, andererseits zu den subpolaren Breiten, von den Polen zu den subpolaren Breiten gerichtet. Die zonale Windrichtung stimmt damit überein.

Nordost- und Südostwinde wehen oft über dem Atlantik, dem Pazifik und dem Indischen Ozean – Passatwinde. Westwinde auf der Südhalbkugel, in den Breitengraden 40–60°, umrunden den gesamten Ozean.

Auf der Nordhalbkugel in gemäßigten Breiten äußern sich Westwinde ständig nur über den Ozeanen, und über Kontinenten sind die Richtungen komplexer, obwohl auch Westwinde vorherrschen.

Ostwinde polarer Breiten sind nur am Rande der Antarktis deutlich zu beobachten.

Im Süden, Osten und Norden Asiens kommt es von Januar bis Juli zu einem starken Wechsel der Windrichtung – das sind Gebiete Monsun. Die Ursachen für Monsune ähneln denen für Brisen. Im Sommer erwärmt sich das asiatische Festland stark und ein Tiefdruckgebiet breitet sich darüber aus, in das Luftmassen aus dem Ozean strömen.

Der daraus resultierende Sommermonsun verursacht große Niederschlagsmengen, oft sintflutartiger Natur. Im Winter entsteht über Asien ein Hochdruck, da das Land im Vergleich zum Ozean stärker abkühlt und kalte Luft in Richtung Ozean strömt, wodurch der Wintermonsun mit klarem, trockenem Wetter entsteht. Monsune dringen mehr als 1000 km in einer Schicht über dem Land bis zu 3–5 km vor.

Luftmassen und ihre Klassifizierung.

Luftmasse- das ist eine sehr große Luftmenge, die eine Fläche von Millionen Quadratkilometern einnimmt.

Bei der allgemeinen Zirkulation der Atmosphäre wird die Luft in einzelne Luftmassen aufgeteilt, die über einen langen Zeitraum über ein riesiges Gebiet verbleiben, bestimmte Eigenschaften annehmen und unterschiedliche Wetterbedingungen verursachen.

Diese Massen bewegen sich in andere Gebiete der Erde und bringen ihre eigenen Wettermuster mit. Das Vorherrschen von Luftmassen bestimmter Art(en) in einem bestimmten Gebiet schafft das charakteristische Klimaregime des Gebiets.

Die Hauptunterschiede der Luftmassen sind: Temperatur, Luftfeuchtigkeit, Bewölkung, Staubgehalt. Beispielsweise ist die Luft über den Ozeanen im Sommer feuchter, kälter und sauberer als über Land auf demselben Breitengrad.

Je länger sich die Luft über einem Gebiet aufhält, desto mehr verändert sie sich, weshalb die Luftmassen danach klassifiziert werden geografische Gebiete wo sie entstanden sind.

Es gibt Haupttypen: 1) Arktis (Antarktis), die sich von den Polen aus Hochdruckzonen bewegen; 2) gemäßigte Breiten„polar“ – in der nördlichen und südlichen Hemisphäre; 3) tropisch– von den Subtropen und Tropen in die gemäßigten Breiten vordringen; 4) Äquatorial– entstehen oberhalb des Äquators. Innerhalb jedes Typs werden marine und kontinentale Subtypen unterschieden, die sich innerhalb des Typs vor allem in der Temperatur und Luftfeuchtigkeit unterscheiden. Die in ständiger Bewegung befindliche Luft bewegt sich vom Bildungsbereich zum benachbarten Bereich und ändert unter dem Einfluss der darunter liegenden Oberfläche allmählich ihre Eigenschaften, wodurch sie sich allmählich in eine Masse eines anderen Typs verwandelt. Dieser Vorgang wird aufgerufen Transformation.

Kalt Luftmassen sind diejenigen, die sich mehr bewegen warme Oberfläche. Sie verursachen eine Abkühlung in den Bereichen, in denen sie auftreten.

Während sie sich bewegen, werden sie von der Erdoberfläche erwärmt, sodass innerhalb der Massen große vertikale Temperaturgradienten entstehen und sich Konvektion mit der Bildung von Cumulus- und Cumulonimbuswolken sowie Niederschlägen entwickelt.

Luftmassen, die sich in Richtung einer kälteren Oberfläche bewegen, werden genannt warm durch die Massen. Sie bringen Wärme, kühlen aber selbst von unten. In ihnen entwickelt sich keine Konvektion und es überwiegen Stratuswolken.

Benachbarte Luftmassen werden durch stark zur Erdoberfläche geneigte Übergangszonen voneinander getrennt. Diese Zonen werden Fronten genannt.

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