Si la naturaleza de las corrientes de aire dependiera únicamente de la falta de homogeneidad térmica de la superficie terrestre y las masas de aire, entonces el viento estaría determinado por el gradiente de presión horizontal y el aire se movería a lo largo de este gradiente desde alta presión muy bajo. Donde velocidad del viento sería inversamente proporcional a la distancia entre líneas de igual presión, es decir, isobaras. Cuanto menor sea la distancia entre las isobaras, mayor será el gradiente de presión y, en consecuencia, la velocidad del viento.
Este proceso puede durar dos días, por lo que todo ciclo vital Un ciclón extratropical dura de tres a cinco días. Después de la oclusión, puede aparecer un nuevo ciclón en la parte superior del sector térmico de la onda de oclusión. El nacimiento de una nueva depresión extratrapical o ciclón está asociado a la presencia de un flujo en chorro en una altitud situada por encima de la ola.
Combinación ondas cortas vientos del oeste con una corriente en chorro enfocada en el flujo de los vientos del oeste, contribuye no solo al desarrollo de ciclones ectópicos, sino también al movimiento de anticiclones migratorios que se mueven en invierno. en la mayor parte México. La temperatura y la humedad uniformes en grandes áreas del planeta distinguen unas masas de aire de otras y generalmente se clasifican en calientes y frías; además, pueden estar secos y mojados. Así, las masas de aire pueden ser: polar continental, polar marina, continental tropical y marina tropical.
Fuerza del gradiente de presión. En meteorología teórica, las fuerzas suelen estar relacionadas con una unidad de masa. Por lo tanto, para expresar la fuerza del gradiente de presión que actúa sobre una unidad de masa, el valor del gradiente de presión debe dividirse por la densidad del aire. Entonces valor numérico fuerzas de gradiente de presión(GRAMO) vendrá determinado por la expresión:
Las masas de aire que visitan México en invierno son: de polaridad continental, cuando llega desde Canadá y Estados Unidos, por lo que contiene poca humedad o de polaridad marítima, que ingresa al país exclusivamente al noroeste de la parte norte. océano Pacífico. Estas masas de aire frío provocan los llamados Nortes del Golfo.
Durante la temporada de los monzones, las masas de aire marino tropical provienen principalmente del Atlántico tropical y, en menor medida, del Pacífico tropical. En cuanto a la masa de aire tropical continental, sólo puede formarse en grandes zonas continentales de los trópicos, como Brasil y el desierto del Sahara. En nuestro país esto se manifiesta en hasta cierto punto durante el verano en la zona seca del noroeste, que se asocia con la zona baja presión de origen térmico, donde el aire se encuentra significativamente seco debido al hundimiento o descenso del aire perteneciente a la célula subtropical del Océano Pacífico.
donde ρ es la densidad del aire, dρ/ dn- gradiente de presión.
Bajo la influencia de la fuerza del gradiente de presión (gradiente bárico), surge el viento. Esto significa que si se forma un exceso de masa de aire (alta presión) en un área determinada, entonces debe fluir hacia un área con falta de aire (baja presión). Esta salida El fuerte, mayor será la diferencia de presión.
cuando comparamos cambios repentinos tiempo que suele observarse en latitudes templadas con clima tropical, lo más sorprendente es la uniformidad fenómenos atmosféricos en los trópicos. Cuando la perturbación de los vientos alisios húmedos invade casi todo nuestro país, aparecen chubascos regularmente al mismo tiempo, las fluctuaciones diarias de temperatura son casi constantes durante el período de lluvias. Después de algunas semanas de la estación húmeda, la uniformidad del clima se vuelve cansina debido a su monotonía. El viento y la temperatura se desarrollan en ciclo diario, determinado por las características orográficas de una costa, valle o altiplano.
Así que el principal fuerza motriz la ocurrencia del movimiento del aire es el gradiente bárico. Si sólo la fuerza del gradiente bárico actuara sobre las partículas de aire, entonces su movimiento siempre se produciría en la dirección de este gradiente, como el flujo de agua de un nivel superior a uno inferior. En realidad esto no sucede.
De hecho, la atmósfera tropical no es tan tranquila como parece. Aunque el flujo es uniforme cerca de la superficie, se encontró que a más niveles altos El aire tropical suele estar bastante perturbado. Esta situación es exactamente la contraria a la que prevalece en Occidente o Ferrell, donde, como hemos visto, el flujo de aire en superficie es mucho más difícil en niveles más altos.
Ya hemos explicado cómo una tormenta en latitudes templadas resulta de la colisión de masas de aire con características contrastantes: masas polares frías, por un lado, y una masa de aire tropical. A medida que la depresión extratropical se acerca a estas latitudes, un observador estacionado al este del ciclón experimenta efectos de cambios atmosféricos muy definidos. Primero, hay bandas de nubes sedosas que se mueven muy por delante de la tormenta. A medida que se acerca el frente caliente, las nubes se vuelven más espesas y bajas, la presión barométrica disminuye constantemente y luego el viento sopla hacia el sur y las temperaturas comienzan a subir.
En procesos a gran escala, la causa térmica de las corrientes de aire se combina con la acción de una serie de otros factores que complican significativamente la circulación atmosférica. Por lo tanto, tanto la circulación monzónica como la interlatitudinal, debido a la acción de una serie de fuerzas y la naturaleza de vórtice de la circulación atmosférica, son incomparablemente más complejas.
El sector caliente de la ola detiene las precipitaciones y el tiempo mejora. A medida que se acerca un frente frío, vuelve a nublarse con un fuerte aumento de la presión acompañado de una caída de la temperatura y un giro a barlovento hacia el norte o noroeste. Entonces comienzan las lluvias. Cuando el ciclón extratropical se aleja, vuelve a aclararse, dejando temperaturas frías en la masa de aire polar.
La energía que impulsa estos enormes ciclones extratropicales es energía potencial, asociado con el flujo de aire frío y el ascenso de aire caliente. Pero en los trópicos las condiciones para la formación de tormentas son completamente diferentes. Aquí la capa de aire por debajo de los 3 km es masa homogénea, cubriendo miles de kilómetros cuadrados de mares tropicales. El viento sopla constantemente del este. La energía creada por las tormentas tropicales no puede surgir de la colisión de dos masas de aire, sino que proviene de la evaporación del agua de los cálidos mares tropicales; la energía se almacena como calor latente del vapor de agua.
La fuerza deflectora de la rotación de la Tierra. Los cambios en la dirección y velocidad de las corrientes de aire son causados principalmente por la fuerza de desviación de la rotación de la Tierra o, como comúnmente se la llama, la fuerza de Coriolis. La aparición de esta fuerza está asociada a la rotación de la Tierra alrededor de su eje. Bajo la influencia de la fuerza de Coriolis, el viento no sopla a lo largo del gradiente de presión, es decir, de alta a baja presión, sino que se desvía de él en el hemisferio norte hacia la derecha, en el hemisferio sur, hacia la izquierda.
Este vapor es transportado a alta altitud Nubes convectivas llamadas cúmulos, que pueden elevarse hasta 4-7 km. Cuando se condensa bajo la lluvia, se libera vapor. gran cantidad energía oculta. Esta situación ocurre cuando hay una perturbación en el hilo principal de Alisios. Esta perturbación se presenta en forma de onda o deflexión de los vientos alisios y ha sido observada desde antes de la Segunda Guerra Mundial por los meteorólogos mexicanos quienes observaron, viajando de este a oeste, en mapas meteorológicos, grandes áreas de lluvias y aguaceros que cubrían el sur. la mitad de México; sin embargo, no fue hasta la década de 1940 que se refinaron los métodos para definirlos y describirlos utilizando un modelo.
En el diagrama (Fig.29, A) Se muestra claramente cómo la fuerza deflectora de la rotación de la Tierra afecta el cambio en la dirección del movimiento del aire, que comenzó a lo largo de un gradiente de presión con una velocidad que aumenta gradualmente. Aquí no se tiene en cuenta la influencia de otras fuerzas.
Supongamos que bajo la influencia de la fuerza del gradiente de presión partícula de aire(indicado por un círculo) comenzará a desplazarse en la dirección del gradiente (G). En el primer momento, en cuanto aparece la velocidad. V 1 Habrá una aceleración de la fuerza deflectora de la rotación de la Tierra. un 1 dirigido perpendicular y a la derecha en relación con la velocidad V 1 . Bajo la influencia de esta aceleración, la partícula no se moverá a lo largo del gradiente, sino que se desviará hacia la derecha; en el siguiente instante la velocidad de la partícula de aire será igual a V 2 . Pero al mismo tiempo, la fuerza Coriolis cambiará a A 2. Bajo la influencia de esta aceleración de rotación, la velocidad de la partícula de aire cambiará aún más, volviéndose igual a V 3 . La fuerza de Coriolis no tardará en cambiar, etc. Como resultado, la fuerza de presión y la fuerza de desviación de la rotación de la Tierra se equilibran y el movimiento de la partícula de aire se produce a lo largo de las isobaras. El efecto de la fuerza de Coriolis aumenta al aumentar la velocidad y la latitud de las partículas. Se define por la expresión:
Por ejemplo, el meteorólogo Gordon Dunn descubrió que los mapas de superficie de las zonas tropicales región atlántica hubo un movimiento de los centros ilóbicos máximo y mínimo asociado al movimiento de zonas de mal tiempo; A medida que surgieron nuevas observaciones de vientos más fuertes, se observó que el paso de centros isobáricos también estaba asociado con cambios en la dirección del viento en altitud, por lo que se podría concluir que estos centros eran una manifestación de la propagación de ondas que se movían de este a oeste.
Sin embargo, en la parte trasera de la ola, la inversión que actuaba como cobertura desapareció y las nubes aumentaron hasta los 7-8 km, provocando fuertes precipitaciones. La franja de mal tiempo puede tener 300 km de ancho detrás del eje. La vorticidad absoluta del aire que pasa a través de la onda cambia. En el eje de la depresión, la curvatura del flujo es máxima, al igual que la vorticidad del aire con respecto a la Tierra. Su vorticidad vuelve a disminuir a medida que se desplaza hacia el oeste después de pasar por el eje de la onda. Como la vorticidad absoluta aumenta cuando el aire converge horizontalmente y disminuye cuando el aire diverge, la distribución de convergencia y divergencia en la onda es la misma que se muestra en la figura.
donde ω - velocidad angular, φ - latitud geográfica, V- velocidad de movimiento.
La aceleración de la fuerza deflectora de la rotación de la Tierra se mide en cantidades desde cero en el ecuador hasta 2ω.V en el polo.
Viento geostrófico. El tipo de movimiento más simple es el movimiento lineal y uniforme sin fricción. En meteorología se llama viento geostrófico. Sin embargo, tal movimiento sólo puede permitirse en teoría. En el caso del viento geostrófico, se supone que, además de la fuerza del gradiente (G), sólo la fuerza deflectora de la rotación de la Tierra actúa sobre el aire. (A). Cuando el movimiento es uniforme, ambas fuerzas, que actúan en direcciones opuestas, están equilibradas y el viento geostrófico se dirige a lo largo de las isobaras (Fig. 29, b). En este caso, la baja presión se produce a la izquierda en el hemisferio norte y a la derecha en el hemisferio sur.
El aire que converge lateralmente se expande verticalmente, y con la divergencia, la expansión es horizontal y las columnas de aire se comprimen, lo que explica el cielo despejado en el frente de la onda Vostok. ondas orientales que provienen de Mar Caribe hacia el Golfo de México, presentan las características descritas debido a que el flujo actual está libre de la influencia de importantes terrenos. Sin embargo, una vez que el eje de la onda atraviesa nuestro país, más allá del Istmo de Tehuantepec hacia el oeste, el campo de viento se distorsiona significativamente a medida que la onda atraviesa la región montañosa del sur.
Pese a ello, los mapas meteorológicos muestran un desplazamiento hacia el oeste desde una zona de intensas nubes y lluvias. Hosler vino a las siguientes conclusiones. La vaguada entró en el Mar Caribe al sur de Cuba. Hosler también encontró que de las 19 olas analizadas que pasaron por Matamoros, sólo dos sumaron una extensión superior a los 10 kilómetros. En otros casos, las ondas alcanzaron sólo los 500 milibares.
Cuando las fuerzas del gradiente de presión y la fuerza deflectora de la rotación de la Tierra están en equilibrio, su suma será igual a cero. Esto se expresa mediante la siguiente relación:
de donde obtenemos que la velocidad del viento geostrófico
La Tabla 1 muestra la frecuencia de las ondas del este observadas por Hosler en Golfo de México. En agosto y septiembre se produce el máximo de ondas orientales según este autor. El principio de conservación absoluta de la vorticidad establece que para cualquier movimiento atmosférico una partícula de aire mantiene invariablemente su vorticidad absoluta a medida que se mueve por la superficie de la Tierra. Esta vorticidad absoluta es igual a la suma de la vorticidad relativa del aire más la vorticidad de la Tierra en una ubicación igual a 2 Φ en Ω.
Se dice que existe convergencia de masas cuando el área horizontal ocupada por una determinada masa de aire disminuye; Con la divergencia ocurre lo contrario: el área horizontal aumenta. Liebre, K. "Occidental", " Panorama geográfico", vol. 50, Nueva York.
De ello se deduce que la velocidad del viento geostrófico es directamente proporcional a la magnitud del gradiente de presión horizontal. Por lo tanto, cuanto más densas sean las isobaras en los mapas de presión, más viento más fuerte. Aunque en condiciones atmosféricas reales casi nunca se observa un viento puramente geostrófico, las observaciones muestran que a una altitud de aproximadamente 1 kilómetros y arriba, el movimiento del aire se produce aproximadamente a lo largo de las isobaras, con ligeras desviaciones provocadas por otras razones. Por lo tanto, en trabajo practico En lugar del viento real, también se utiliza el viento geostrófico. Además de la fuerza del gradiente de presión y la fuerza de Coriolis, el movimiento del aire se ve afectado por la fuerza de fricción y la fuerza centrífuga.
Mosiño, P. Determinantes del clima en la República Mexicana, Instituto Nacional Antropología e Historia, 19, México. P. Prensa de la Universidad de Chicago. Como todo en la Tierra, el aire es atraído por la gravedad. Por tanto podemos hablar del peso del aire. El peso del aire por unidad de área se llama presión atmosférica. Presión atmosférica se mide en pascales y pascal es igual a 1 newton por metro cuadrado. Debido a que el aire ejerce esta fuerza en todas direcciones, realmente no hay fuerza neta.
Para que sea una fuerza, debe haber una diferencia de presión. La presión atmosférica varía vertical y horizontalmente. Verticalmente: la razón es obvia, cuanto más nos elevamos sobre la superficie, menos aire hay, es decir menos peso, está por encima de nosotros. La caída de presión con la altitud es de aproximadamente 1 mb cada 10 metros. Según este principio, la mayoría de los altímetros funcionan. Un cambio de presión con la altitud en ausencia de otros efectos no da como resultado movimiento de aire porque no indica ningún desequilibrio.
Fuerza de fricción. La fuerza de fricción siempre está dirigida hacia movimiento opuesto, y es proporcional a la velocidad. Al reducir la velocidad de los flujos de aire, los desvía hacia la izquierda de las isobaras y el movimiento no se produce a lo largo de las isobaras, sino en un cierto ángulo con respecto a ellas, de alta a baja presión. A través de mezcla turbulenta aire, la influencia de la fricción se transmite a las capas superpuestas, hasta aproximadamente 1 kilómetros sobre la superficie de la tierra.
Este es simplemente el efecto del peso del aire que se acumula cuanto más cerca estamos de la superficie. Horizontal: Esto es lo que representa un mapa isobárico de la superficie, se ha tomado la presión a nivel del mar en muchos puntos y los resultados se trazan en el mapa. Las diferencias de presión en la dirección horizontal sugieren un desequilibrio y un intento sistema atmosférico volver al equilibrio es lo que produce los vientos.
Cuando dos gases se ponen en contacto a diferentes presiones, el sistema tiende al equilibrio, lo que hace que parte del gas se mueva más hacia abajo, donde hay menos, hasta que se igualan. Asimismo, el aire en una zona de alta presión tiende a fluir hacia zonas donde hay menos presión. Esta tendencia al equilibrio es la responsable de los vientos. Ahora surge otra pregunta: “Todo esto está muy bien, pero este proceso se detendrá cuando todo el aire del planeta esté bajo la misma presión, ¿por qué el movimiento nunca se detiene?” De nuevo tengo una respuesta: la superficie de la Tierra recibe energía del Sol de forma muy heterogénea, dependiendo de la inclinación. rayos de sol, naturaleza de la superficie, nubosidad, etc. así, el aire se calienta o enfría de forma diferente según la zona.
El efecto de la fricción sobre la dirección y velocidad del movimiento del aire se muestra en el diagrama (Fig. 30, a). El diagrama muestra el campo de presión y el movimiento del aire bajo la influencia de la fuerza del gradiente de presión, la fuerza de desviación de la rotación de la Tierra y la fricción. Bajo la influencia de la fuerza de Coriolis, el aire no se mueve a lo largo del gradiente de presión G, sino en ángulo recto con él, es decir, a lo largo de isobaras. El viento real se muestra con la flecha B, fuerza de fricción t ligeramente desviado hacia un lado de la dirección del viento. La fuerza de Coriolis se muestra en ángulo recto con el viento real mediante una flecha. A. Como podemos ver, el ángulo entre el viento real EN y fuerza de fricción t es mayor que 90°, y el ángulo entre el viento real B y la fuerza del gradiente de presión GRAMO menos de 90°. Dado que la fuerza del gradiente es perpendicular a las isobaras, el viento real resulta desviado hacia la izquierda de las isobaras. La magnitud del ángulo entre la isobara y la dirección del viento real depende del grado de rugosidad. superficie de la Tierra. La desviación se produce a la izquierda de las isobaras, normalmente en un ángulo de 20-30°. Sobre la tierra, la fricción es mayor que sobre el mar; cerca de la superficie de la tierra, la influencia de la fricción es mayor y con la altura disminuye. A una altura de aproximadamente 1 kilómetros acción fuerzas de fricción casi parar.
Fuerza centrífuga. Si las isobaras son curvilíneas, es decir, tienen, por ejemplo, la forma de una elipse o un círculo, entonces el movimiento
el aire tiene un efecto fuerza centrífuga. Esta es la fuerza de inercia, que se dirige desde el centro hacia la periferia a lo largo del radio de curvatura de la trayectoria del movimiento del aire. Bajo la influencia de la fuerza centrífuga (en ausencia de fricción), el movimiento se produce a lo largo de isobaras. En presencia de fricción, el viento sopla formando un ángulo con las isobaras en la dirección de baja presión. La magnitud de la fuerza centrífuga se determina a partir de la igualdad.
Dónde V - velocidad del aire (velocidad del viento), r - radio de curvatura de su trayectoria.
Si asumimos que el movimiento del aire ocurre en un círculo, entonces su velocidad en cualquier punto de la trayectoria se dirigirá tangencialmente al círculo (Fig.30, byc). Como se desprende de este diagrama, la fuerza de Coriolis (A) dirigido (en el hemisferio norte) en ángulo recto radialmente a la derecha de la velocidad del viento( V). La fuerza centrífuga (C) se dirige desde el centro del ciclón y anticiclón hacia su periferia, y la fuerza del gradiente (GRAMO) saldos suma geométrica las dos primeras fuerzas y se encuentra en el radio del círculo. Las tres fuerzas en este caso están relacionadas por la ecuación
Dónde r - radio de curvatura de las isobaras.
De esta ecuación se deduce que el viento se dirige perpendicular al gradiente de presión. Este caso especial vientos con isobaras circulares en el sistema ciclónico. Este viento se llamadegradado.
En el hemisferio norte en el sistema ciclónico (Fig.31, b) la fuerza del gradiente de presión se dirige hacia su centro, y las fuerzas centrífugas y de Coriolis que la equilibran están en el lado opuesto. En el caso de un anticiclón (Fig. 30, c), la fuerza de Coriolis se dirige hacia su centro, y la fuerza centrífuga y la fuerza del gradiente de presión están en la dirección opuesta y equilibran la primera.
La ecuación del gradiente de viento en el caso de un anticiclón tiene la siguiente forma:
EN hemisferio sur, donde la fuerza de desviación de la rotación de la Tierra se dirige a la izquierda de la velocidad del aire, el viento gradiente se desvía del gradiente de presión hacia la izquierda. Por lo tanto, en el hemisferio sur, el viento en un ciclón se dirige en el sentido de las agujas del reloj y en un anticiclón en el sentido contrario a las agujas del reloj.
Fuera de la influencia de la fuerza de fricción, es decir, por encima de 1 kilómetros, El viento se acerca a un viento gradiente en dirección y velocidad. La diferencia entre el viento real y el gradiente suele ser pequeña. Sin embargo, estas pequeñas desviaciones del viento real respecto del gradiente de viento influyen papel importante en los cambios de presión atmosférica.
La presión del aire está determinada por su masa en la sección transversal de la columna atmosférica, igual a unoárea. En movimiento desigual aire debido a cambios en el mismo propiedades termales Y fuerzas activas hay una disminución o un aumento en la masa de aire en la columna y, en consecuencia, una disminución o un aumento en la presión atmosférica.
El factor principal en el cambio del campo de presión (campo de presión) es la desviación del viento real del gradiente (en altitudes). Cuando la dirección y la velocidad del viento real corresponden al gradiente, se produce un aumento o disminución de la masa de aire y un cambio de presión, y pueden surgir y desarrollarse vórtices atmosféricos (ciclones y anticiclones) (ver más abajo).
Las desviaciones del viento son significativas en áreas de convergencia de los flujos de aire en la troposfera y con una gran curvatura de los flujos de aire en movimiento.
Campo de presión. Estructura del campo de presión, o campo de presión El ambiente es bastante variado. En latitudes extratropicales, cerca de la superficie de la tierra y en altitudes, siempre se pueden encontrar ciclones y anticiclones, depresiones, crestas y sillas de montar grandes o relativamente pequeños.
Los ciclones son los vórtices atmosféricos más grandes, con baja presión en el centro. El movimiento del aire en su sistema en el hemisferio norte se produce en sentido antihorario. Los anticiclones son vórtices con alta presión en el centro. El movimiento del aire en su sistema en el hemisferio norte se produce en el sentido de las agujas del reloj.
En el hemisferio sur, en ambos sistemas la circulación del aire es inversa, es decir, los vientos en un ciclón soplan en el sentido de las agujas del reloj y en un anticiclón, en el sentido contrario a las agujas del reloj. Una cresta es una zona de alta presión que se extiende desde la parte central de un anticiclón con un sistema de circulación anticiclónica. Una vaguada es una zona de baja presión que se extiende desde la parte central del ciclón con un sistema de circulación ciclónica. Una silla es una forma de alivio de presión entre dos ciclones y dos anticiclones ubicados transversalmente.
La Figura 31 muestra el campo de presión en la superficie de la tierra con un sistema de viento. Además de dos ciclones y dos anticiclones, hay valles, crestas y una silla de montar. La dirección del viento se muestra mediante flechas, la velocidad se muestra mediante la cola. Cómo distancia más larga entre isobaras, menor es la velocidad del viento y menor es el plumaje. Esta imagen de isobaras y viento se acepta en los mapas meteorológicos (ver más abajo).
Estructura del campo de presión en globo diversa y compleja. Por tanto, el régimen de las corrientes de aire es diferente en invierno y verano, en la superficie de la tierra y en las altitudes, sobre los continentes y sobre los océanos, sin mencionar su gran variabilidad en las latitudes medias y altas de un día a otro. Normalmente, los mapas mensuales promedio de presión y viento muestran sólo el transporte de masa de aire predominante durante el mes y ocultan muchas de las características interesantes de los procesos atmosféricos que se revelan en los mapas meteorológicos diarios.
Introducción
La capa gaseosa de la Tierra se llama atmósfera. La atmósfera está en continuo movimiento, está plenamente involucrada en movimiento rotacional La Tierra alrededor del Sol y su eje. Además movimiento periódico, la atmósfera está en movimiento complejo en relación con la superficie de la Tierra. Bajo la influencia de la interacción de la atmósfera con la superficie terrestre y procesos internos estado fisico La atmósfera y sus partes individuales cambian constantemente.
La extensión vertical de la atmósfera es de unos 20.000 km. Afilado limite superior no hay atmósfera. Según sus propios propiedades físicas, la atmósfera es heterogénea, tanto vertical como horizontalmente.
Actualmente, la atmósfera se divide en capas en dirección vertical, en base a las siguientes características:
Régimen térmico (distribución de temperatura con altura);
Composición del aire atmosférico;
Interacción de la atmósfera con la superficie terrestre.
La diferencia en las propiedades de las capas atmosféricas se manifiesta más claramente en la naturaleza del cambio de temperatura del aire con la altura y la magnitud del gradiente de temperatura vertical. Sobre esta base, la atmósfera se divide en cinco capas principales:
Troposfera (de 0 a 11 km);
Estratosfera (de 11 a 50 km);
Mesosfera (de 50 a 90 km);
Termosfera (de 90 a 800 km);
Exosfera (por encima de 800 km).
En este trabajo consideraremos actividad geológica un elemento meteorológico como el viento y su influencia en la capa troposférica, donde se concentra la mayor parte de la atmósfera, desde el 75% en latitudes moderadas y altas hasta el 90% en latitudes bajas.
El trabajo geológico del viento consiste en los procesos de destrucción de rocas, transferencia y acumulación de material, mientras que estos procesos están estrechamente interrelacionados y ocurren simultáneamente.
escombros del desierto de viento
> Movimiento del aire en relación con la superficie terrestre.
El viento es el movimiento del aire con respecto a la superficie terrestre, que se produce bajo la influencia de fuerzas que actúan en la atmósfera. Causa inmediata la aparición del movimiento del aire es distribucion desigual presión en dirección horizontal, es decir, la presencia de diferencias de presión en puntos situados al mismo nivel de la superficie, en particular al nivel del mar. gran influencia El movimiento del aire se ve afectado por la fuerza desviadora de la rotación de la Tierra y la fuerza de fricción.
Cerca de la superficie terrestre, la velocidad del viento se debilita enormemente debido a la influencia de las fuerzas de fricción. En la capa superficial (de 0 a 1,5 km), la velocidad del viento aumenta con la altura, primero rápidamente y luego disminuye. En terrenos montañosos y accidentados, cerca de las orillas de mares y lagos, los patrones de viento cambian con la altitud. capa límite(hasta 150 m) son más complejos que sobre una superficie homogénea. Por encima de la capa límite en latitudes templadas, dirección oeste viento, es decir, hay una transferencia de aire predominante de oeste a este. La atmósfera parece superar a la Tierra en su rotación diaria.
El cambio del viento con una altura por encima de la capa límite se produce principalmente bajo la influencia de la heterogeneidad térmica horizontal de la atmósfera (gradiente de temperatura horizontal).
Si hay contrastes significativos de temperatura horizontal entre masas de aire se forman en la troposfera corrientes en chorroЇ zonas que son relativamente estrechas en la dirección transversal y largas en la dirección longitudinal vientos fuertes. Al mismo tiempo, la velocidad del viento predominante es de más de 100 km/h.
La principal corriente en chorro se observa en latitudes subtropicales. parte central Las corrientes en chorro subtropicales se encuentran en la latitud 25°-45°. Además, las corrientes en chorro son extratropicales y se forman entre anticiclones y ciclones altos en latitudes templadas y altas, así como ecuatoriales.
