Nëse natyra e rrymave të ajrit do të varej vetëm nga johomogjeniteti termik i sipërfaqes së tokës dhe masave ajrore, atëherë era do të përcaktohej nga gradienti horizontal i presionit dhe ajri do të lëvizte përgjatë këtij gradienti nga presion të lartë në të ulët. Në të njëjtën kohë shpejtësia e erës do të ishte në përpjesëtim të zhdrejtë me distancën midis linjave me presion të barabartë, d.m.th., izobareve. Sa më e vogël të jetë distanca midis izobareve, aq më i madh është gradienti i presionit dhe, në përputhje me rrethanat, shpejtësia e erës.
Ky proces mund të zgjasë dy ditë, pra i tërë cikli jetësor Një ciklon ekstratropik zgjat tre deri në pesë ditë. Pas mbylljes, një ciklon i ri mund të shfaqet në krye të sektorit termik të valës së okluzionit. Lindja e një depresioni ose cikloni të ri ekstratrapik shoqërohet me praninë e një rryme jet në lartësinë e vendosur mbi valë.
Kombinimi valë të shkurtra erërat perëndimore me një rrymë avion të fokusuar në rrjedhën e erërave perëndimore, kontribuon jo vetëm në zhvillimin e cikloneve ektopike, por edhe në lëvizjen e anticikloneve migratore që lëvizin në dimër kryesisht Meksika. Temperatura dhe lagështia uniforme në zona të mëdha të planetit dallon disa masa ajrore nga të tjerat dhe në përgjithësi klasifikohet si e nxehtë dhe e ftohtë; përveç kësaj, ato mund të jenë të thata dhe të lagështa. Kështu, masat ajrore mund të jenë: polare kontinentale, polare detare, detare tropikale kontinentale dhe tropikale.
Forca e gradientit të presionit. Në meteorologjinë teorike, forcat zakonisht lidhen me një njësi të masës. Prandaj, për të shprehur forcën e gradientit të presionit që vepron në një njësi të masës, vlera e gradientit të presionit duhet të ndahet me densitetin e ajrit. Pastaj vlerë numerike forcat e gradientit të presionit(G) do të përcaktohet nga shprehja:
Masat ajrore që vizitojnë Meksikën në dimër janë: polariteti kontinental, kur ai mbërrin nga Kanadaja dhe Shtetet e Bashkuara, dhe për këtë arsye përmban pak lagështirë ose polaritet detar, i cili hyn ekskluzivisht në vendin në veriperëndim të pjesës veriore. Oqeani Paqësor. Këto masa të ajrit të ftohtë shkaktojnë ato që quhen "Veriu" të Gjirit të Meksikës.
Gjatë sezonit të musonit, masat ajrore detare tropikale vijnë kryesisht nga Atlantiku tropikal dhe, në një masë më të vogël, nga Paqësori tropikal. Sa i përket masës ajrore tropikale kontinentale, ajo mund të krijohet vetëm në zona të mëdha kontinentale në tropikët, si Brazili dhe shkretëtira e Saharasë. Në vendin tonë kjo manifestohet në në një masë të caktuar gjatë verës në zonën e thatë të veriperëndimit, e cila lidhet me zonën presion të ulët me origjinë termike, ku ajri është dukshëm i thatë për shkak të uljes ose zbritjes së ajrit që i përket qelizës subtropikale Oqeani Paqësor.
ku ρ është dendësia e ajrit, dρ/ dn- gradient presioni.
Nën ndikimin e forcës së gradientit të presionit (gradienti barik), lind era. Kjo do të thotë që nëse një tepricë e masës ajrore formohet në një zonë të caktuar (presion i lartë), atëherë ajo duhet të rrjedhë në një zonë me mungesë ajri (presion i ulët). Kjo dalje aq më i fortë, aq më i madh është diferenca e presionit.
Kur krahasojmë ndryshime të papritura koha e vërejtur zakonisht në gjerësi të butë me një klimë tropikale, gjëja më befasuese është uniformiteti dukuritë atmosferike në tropikët. Kur shqetësimi i erërave të lagështa tregtare pushton thuajse të gjithë vendin tonë, reshjet shfaqen rregullisht në të njëjtën kohë, luhatjet ditore të temperaturës janë pothuajse konstante gjatë periudhës së reshjeve. Pas disa javësh të sezonit të lagësht, uniformiteti i klimës bëhet i lodhshëm për shkak të monotonisë së saj. Era dhe temperatura zhvillohen në cikli ditor, e përcaktuar nga karakteristikat orografike të një bregdeti, lugine ose pllaje të lartë.
Pra kryesore forca lëvizëse shfaqja e lëvizjes së ajrit është gradienti barik. Nëse vetëm forca e gradientit barik do të vepronte mbi grimcat e ajrit, atëherë lëvizja e tyre do të ndodhte gjithmonë në drejtim të këtij gradienti, si rrjedha e ujit nga një nivel më i lartë në një më të ulët. Në realitet kjo nuk ndodh.
Në fakt, atmosfera tropikale nuk është aq e qetë sa duket. Megjithëse rrjedha është e njëtrajtshme pranë sipërfaqes, u konstatua se në më shumë nivele të larta ajri tropikal zakonisht është mjaft i shqetësuar. Kjo situatë është pikërisht e kundërta e asaj që mbizotëron në Perëndim ose Ferrell, ku, siç e kemi parë, qarkullimi i ajrit në sipërfaqe është shumë më i vështirë në nivele më të larta.
Ne kemi shpjeguar tashmë se si një stuhi në gjerësi të butë rezulton nga përplasja e masave ajrore me karakteristika të kundërta: masa të ftohta polare, nga njëra anë, dhe një masë ajri tropikal. Ndërsa depresioni ekstratropik i afrohet këtyre gjerësive gjeografike, një vëzhgues i vendosur në lindje të ciklonit përjeton efekte shumë të përcaktuara të ndryshimeve atmosferike. Së pari ka breza resh të mëndafshta që lëvizin lart përpara stuhisë. Ndërsa fronti i nxehtë afrohet, retë bëhen më të trasha dhe më të ulëta, presioni barometrik zvogëlohet në mënyrë të qëndrueshme dhe më pas era rrotullohet në jug dhe temperaturat fillojnë të rriten.
Në proceset në shkallë të gjerë, shkaku termik rrënjësor i rrymave të ajrit kombinohet me veprimin e një sërë faktorësh të tjerë që komplikojnë ndjeshëm qarkullimin atmosferik. Prandaj, si qarkullimi i musonit ashtu edhe ai ndërkufitar, për shkak të veprimeve të një numri forcash dhe natyrës së vorbullës së qarkullimit atmosferik, janë pakrahasueshëm më komplekse.
Sektori i nxehtë i valës ndalon reshjet dhe koha përmirësohet. Me afrimin e një fronti të ftohtë, ajo bëhet përsëri me re me kalimin e kohës me një rritje të mprehtë të presionit të shoqëruar me një rënie të temperaturës dhe një kthesë nga era në veri ose veriperëndim. Më pas fillojnë dushet. Kur cikloni ekstratropik largohet, ai pastrohet përsëri, duke lënë temperatura të ftohta në masën e ajrit polare.
Energjia që drejton këto ciklone të mëdha ekstratropike është energji potenciale, e lidhur me rrjedhën e ajrit të ftohtë dhe ngritjen e ajrit të ngrohtë. Por në tropikët, kushtet për formimin e stuhive janë krejtësisht të ndryshme. Këtu është shtresa ajrore nën 3 km masë homogjene, duke mbuluar mijëra kilometra katrorë të deteve tropikale. Era fryn vazhdimisht nga lindja. Energjia e krijuar nga stuhitë tropikale nuk mund të lindë nga përplasja e dy masave ajrore, por vjen nga avullimi i ujit nga detet e ngrohta tropikale; energjia ruhet si nxehtësi latente e avullit të ujit.
Forca devijuese e rrotullimit të Tokës. Ndryshimet në drejtimin dhe shpejtësinë e rrymave të ajrit shkaktohen kryesisht nga forca devijuese e rrotullimit të Tokës, ose, siç quhet zakonisht, forca Coriolis. Shfaqja e kësaj force shoqërohet me rrotullimin e Tokës rreth boshtit të saj. Nën ndikimin e forcës Coriolis, era nuk fryn përgjatë gradientit të presionit, d.m.th. nga presioni i lartë në të ulët, por duke devijuar prej tij në hemisferën veriore në të djathtë, në hemisferën jugore - në të majtë.
Ky avull transportohet në lartësi e madhe retë konvektive të quajtura grupime, të cilat mund të rriten në 4-7 km. Kur kondensohet në shi, lirohet avulli sasi e madhe energji e fshehur. Kjo situatë ndodh kur ka një shqetësim në fillin kryesor të Alisios. Ky shqetësim ndodh në formën e një vale ose devijimi të erërave tregtare dhe është vërejtur që para Luftës së Dytë Botërore nga meteorologët meksikanë të cilët i vëzhguan ata duke udhëtuar nga lindja në perëndim, në hartat e motit, zona të mëdha shiu dhe rrebesh që mbulonin jugun. gjysma e Meksikës; megjithatë, vetëm në vitet 1940 metodat për përcaktimin dhe përshkrimin e tyre u rafinuan duke përdorur një model.
Në diagram (Fig. 29, A) Tregohet qartë se si forca devijuese e rrotullimit të Tokës ndikon në ndryshimin e drejtimit të lëvizjes së ajrit, i cili filloi përgjatë një gradient presioni me një shpejtësi gradualisht në rritje. Këtu nuk merret parasysh ndikimi i forcave të tjera.
Le të supozojmë se nën ndikimin e forcës së gradientit të presionit grimca e ajrit(treguar nga një rreth) do të fillojë të zhvendoset në drejtim të gradientit (G). Në momentin e parë, sapo shfaqet shpejtësia V 1 do të ketë një përshpejtim të forcës devijuese të rrotullimit të Tokës A 1 drejtuar pingul dhe djathtas në raport me shpejtësinë V 1 . Nën ndikimin e këtij nxitimi, grimca nuk do të lëvizë përgjatë gradientit, por do të devijojë në të djathtë; në çastin tjetër shpejtësia e grimcave të ajrit do të bëhet e barabartë me V 2 . Por në të njëjtën kohë, forca Coriolis do të ndryshojë në A 2. Nën ndikimin e këtij përshpejtimi rrotullues, shpejtësia e grimcave të ajrit do të ndryshojë më tej, duke u bërë e barabartë me V 3 .
Forca Coriolis nuk do të jetë e ngadaltë në ndryshim, etj. Si rezultat, forca e presionit dhe forca devijuese e rrotullimit të Tokës janë të balancuara dhe lëvizja e grimcave të ajrit ndodh përgjatë izobareve. Efekti i forcës Coriolis rritet me rritjen e shpejtësisë dhe gjerësisë së grimcave. Përkufizohet me shprehjen: Për shembull, meteorologu Gordon Dunn zbuloi se hartat sipërfaqësore të tropikëve Rajoni i Atlantikut
Megjithatë, në fund të valës investimi që shërbente si mbulesë u zhduk dhe retë u rritën në 7-8 km, duke sjellë reshje të dendura shiu. Rripi i motit të keq mund të jetë 300 km i gjerë pas aksit. Vorticiteti absolut i ajrit që kalon nëpër valë ndryshon. Në boshtin e lugit, lakimi i rrjedhës është maksimale, siç është vorbulla e ajrit në raport me Tokën. Vorticiteti i tij zvogëlohet përsëri ndërsa lëviz në perëndim pasi kalon nëpër boshtin e valës. Ndërsa vorticiteti absolut rritet ndërsa ajri konvergon horizontalisht dhe zvogëlohet kur ajri divergjent, shpërndarja e konvergjencës dhe divergjencës në valë është e njëjtë siç tregohet në Fig.
ku ω - shpejtësia këndore, φ - gjerësia gjeografike, V- shpejtësia e lëvizjes.
Nxitimi i forcës devijuese të rrotullimit të Tokës matet në sasi nga zero në ekuator në 2ωV në pol.
Era gjeostrofike. Lloji më i thjeshtë i lëvizjes është lëvizja lineare dhe uniforme pa fërkime. Në meteorologji quhet era gjeostrofike. Megjithatë, një lëvizje e tillë mund të lejohet vetëm teorikisht. Me erën gjeostrofike, supozohet se, përveç forcës së gradientit (G), vetëm forca devijuese e rrotullimit të Tokës vepron në ajër. (A). Kur lëvizja është uniforme, atëherë të dyja këto forca, që veprojnë në drejtime të kundërta, balancohen dhe era gjeostrofike drejtohet përgjatë izobareve (Fig. 29, b). Në këtë rast, presioni i ulët është në të majtë në hemisferën veriore dhe në të djathtë në hemisferën jugore.
Ajri që konvergon anash zgjerohet vertikalisht dhe me divergjencë, zgjerimi është horizontal dhe kolonat e ajrit janë të ngjeshura, gjë që shpjegon qiellin e pastër në pjesën e përparme të valës Vostok. Valët lindore që vijnë nga Deti Karaibe në Gjirin e Meksikës, tregojnë karakteristikat e përshkruara sepse rrjedha aktuale është e lirë nga ndikimi i të rëndësishme parcelat e tokës. Megjithatë, sapo aksi i valës përshkon vendin tonë, përtej Isthmusit të Tehuantepecit në perëndim, fusha e erës shtrembërohet ndjeshëm pasi vala përshkon rajonin malor jugor.
Pavarësisht kësaj, hartat meteorologjike tregojnë një lëvizje në perëndim nga një zonë me re të dendura dhe shi. Hosler erdhi në mendje përfundimet e mëposhtme. Lugina hyri në Detin Karaibe në jug të Kubës. Hosler zbuloi gjithashtu se nga 19 valët e analizuara që kaluan përmes Matamoros, vetëm dy arritën në një shtrirje prej më shumë se 10 km. Në raste të tjera, valët arrinin vetëm 500 milibar.
Kur forcat e gradientit të presionit dhe forca devijuese e rrotullimit të Tokës janë në ekuilibër, shuma e tyre do të jetë e barabartë me zero. Kjo shprehet me marrëdhënien e mëposhtme:
prej nga marrim se shpejtësia e erës gjeostrofike
Tabela 1 tregon frekuencën e valëve lindore të vëzhguara nga Hosler në Gjiri i Meksikës. Në gusht dhe shtator, maksimumi i valëve lindore ndodh sipas këtij autori. Parimi i ruajtjes absolute të vorticitetit thotë se për çdo lëvizje atmosferike një grimcë ajri ruan pa ndryshim vorticitetin e saj absolut ndërsa lëviz nëpër sipërfaqen e Tokës. Ky vorticitet absolut është i barabartë me shumën e vorbullës relative të ajrit plus vorbullën e Tokës në një vend të barabartë me 2 Φ në Ω.
Konvergjenca e masës thuhet se ekziston kur zona horizontale e zënë nga një masë e caktuar ajri zvogëlohet; Me divergjencë, ndodh e kundërta: rritet zona horizontale. Hare, K. "Westerly", " Pasqyrë gjeografike", vëll. 50, Nju Jork.
Nga kjo rrjedh se shpejtësia e erës gjeostrofike është drejtpërdrejt proporcionale me madhësinë e gradientit të presionit horizontal. Prandaj, sa më të dendura të jenë izobaret në hartat e presionit, aq erë më e fortë. Megjithëse në kushtet aktuale atmosferike një erë thjesht gjeostrofike nuk vërehet pothuajse kurrë, vëzhgimet tregojnë se në një lartësi prej rreth 1 km dhe më lart, lëvizja e ajrit ndodh afërsisht përgjatë izobareve, me devijime të lehta të shkaktuara nga arsye të tjera. Prandaj në punë praktike Në vend të erës aktuale, përdoret edhe era gjeostrofike. Përveç forcës së gradientit të presionit dhe forcës Coriolis, lëvizja e ajrit ndikohet nga forca e fërkimit dhe forca centrifugale.
Mosiño, P. Përcaktuesit e klimës në Republikën Meksikane, Instituti Kombëtar Antropologjia dhe Historia, 19, Meksikë. P. Shtypi i Universitetit të Çikagos. Ashtu si çdo gjë në Tokë, ajri tërhiqet nga graviteti. Prandaj mund të flasim për peshën e ajrit. Pesha e ajrit për njësi sipërfaqe quhet Presioni Atmosferik. Presioni atmosferik matet në Pascals, dhe Pascal është i barabartë me 1 Njuton për metër katror. Për shkak se ajri e ushtron këtë forcë në të gjitha drejtimet, kështu që në të vërtetë nuk ka forcë neto.
Për të qenë një forcë, duhet të ketë një ndryshim presioni. Presioni atmosferik ndryshon vertikalisht dhe horizontalisht. Vertikalisht: arsyeja është e qartë, sa më shumë të ngrihemi mbi sipërfaqe, aq më pak ajër, domethënë më pak peshë, është mbi ne. Rënia e presionit me lartësi është rreth 1 mb çdo 10 metra. Bazuar në këtë parim, shumica e lartësimatësve funksionojnë. Një ndryshim i presionit me lartësinë në mungesë të efekteve të tjera nuk rezulton në lëvizjen e ajrit sepse nuk tregon ndonjë çekuilibër.
Forca e fërkimit. Forca e fërkimit është gjithmonë e drejtuar kah lëvizje e kundërt, dhe është proporcional me shpejtësinë. Duke ulur shpejtësinë e rrjedhave të ajrit, ai i devijon ato në të majtë të izobareve dhe lëvizja nuk ndodh përgjatë izobareve, por në një kënd të caktuar ndaj tyre, nga presioni i lartë në të ulët. Nëpërmjet përzierje e turbullt km ajri, ndikimi i fërkimit transmetohet në shtresat e sipërme, deri në afërsisht 1
mbi sipërfaqen e tokës. Ky është thjesht efekti i peshës së ajrit që grumbullohet sa më afër sipërfaqes jemi. Horizontale: Kjo është ajo që përfaqëson një hartë izobarike e sipërfaqes, presioni i nivelit të detit është marrë në shumë pika dhe rezultatet janë paraqitur në hartë. Dallimet në presion në drejtimin horizontal sugjerojnë një çekuilibër dhe një përpjekje sistemi atmosferik
, natyra e sipërfaqes, vranësira etj. Kështu, ajri nxehet ose ftohet ndryshe në varësi të zonës. Efekti i fërkimit në drejtimin dhe shpejtësinë e lëvizjes së ajrit është paraqitur në diagram (Fig. 30, a). Diagrami tregon fushën e presionit dhe lëvizjen e ajrit nën ndikimin e forcës së gradientit të presionit, forcës devijuese të rrotullimit dhe fërkimit të Tokës. Nën ndikimin e forcës Coriolis, ajri nuk lëviz përgjatë gradientit të presionit G, por në kënde të drejta me të, d.m.th., përgjatë izobareve. Era aktuale tregohet nga shigjeta B, forca e fërkimit T devijuar pak anash nga drejtimi i erës. Forca Coriolis tregohet në kënde të drejta me erën aktuale me një shigjetë Siç mund ta shohim, këndi midis erës aktuale NË dhe forcën e fërkimit Efekti i fërkimit në drejtimin dhe shpejtësinë e lëvizjes së ajrit është paraqitur në diagram (Fig. 30, a). Diagrami tregon fushën e presionit dhe lëvizjen e ajrit nën ndikimin e forcës së gradientit të presionit, forcës devijuese të rrotullimit dhe fërkimit të Tokës. Nën ndikimin e forcës Coriolis, ajri nuk lëviz përgjatë gradientit të presionit G, por në kënde të drejta me të, d.m.th., përgjatë izobareve. Era aktuale tregohet nga shigjeta B, forca e fërkimitështë më i madh se 90°, dhe këndi ndërmjet erës aktuale B dhe forcës së gradientit të presionit G më pak se 90°. Meqenëse forca e gradientit është pingul me izobaret, era aktuale rezulton të jetë e devijuar në të majtë të izobareve. Madhësia e këndit midis izobarit dhe drejtimit të erës aktuale varet nga shkalla e vrazhdësisë sipërfaqen e tokës . Devijimi ndodh në të majtë të izobareve, zakonisht në një kënd prej 20-30°. Mbi tokë, fërkimi është më i madh se mbi det afër sipërfaqes së tokës, ndikimi i fërkimit është më i madh dhe me lartësi zvogëlohet. Në një lartësi prej rreth 1 km veprim
forcat e fërkimit pothuajse ndal.
Forca centrifugale. Nëse izobaret janë të lakuara, d.m.th., kanë, për shembull, formën e një elipsi ose rrethi, atëherë lëvizja. ajri ka një efekt
forcë centrifugale V Kjo është forca e inercisë, e cila drejtohet nga qendra në periferi përgjatë rrezes së lakimit të rrugës së lëvizjes së ajrit. Nën ndikimin e forcës centrifugale (në mungesë të fërkimit), lëvizja ndodh përgjatë izobareve. Në prani të fërkimit, era fryn në një kënd ndaj izobareve në drejtim të presionit të ulët. Madhësia e forcës centrifugale përcaktohet nga barazia Ku
- shpejtësia e ajrit (shpejtësia e erës), r- rrezja e lakimit të trajektores së saj. Nëse supozojmë se lëvizja e ajrit ndodh në një rreth, atëherë shpejtësia e tij në çdo pikë të trajektores do të drejtohet tangjencialisht në rreth (Fig. 30, b dhe c).( V). Siç vijon nga ky diagram, forca Coriolis (G)(A) drejtuar (në hemisferën veriore) në kënde të drejta radialisht në të djathtë të shpejtësisë së erës Forca centrifugale (C) drejtohet nga qendra e ciklonit dhe anticiklonit në periferinë e tyre, dhe forca e gradientit
forcë centrifugale Nën ndikimin e forcës centrifugale (në mungesë të fërkimit), lëvizja ndodh përgjatë izobareve. Në prani të fërkimit, era fryn në një kënd ndaj izobareve në drejtim të presionit të ulët. Madhësia e forcës centrifugale përcaktohet nga barazia bilancet
shuma gjeometrike dy forcat e para dhe shtrihet në rreze të rrethit. Të tre forcat në këtë rast lidhen me ekuacionin- rrezja e lakimit të izobareve.
Nga ky ekuacion del se era është e drejtuar pingul me gradientin e presionit. Kjo rast i veçantë erërat me izobare rrethore në sistemin ciklon. Kjo erë quhet gradient. Në hemisferën veriore në sistemin e ciklonit (Fig. 31,
b)
forca e gradientit të presionit drejtohet drejt qendrës së saj, dhe forcat centrifugale dhe Coriolis që e balancojnë atë janë në anën e kundërt, ku forca devijuese e rrotullimit të Tokës drejtohet në të majtë të shpejtësisë së ajrit, era e gradientit devijohet nga gradienti i presionit në të majtë. Prandaj, në hemisferën jugore, era në një ciklon drejtohet në drejtim të akrepave të orës, dhe në një anticiklon drejtohet në drejtim të kundërt.
Jashtë ndikimit të forcës së fërkimit, pra mbi 1 km, Era po i afrohet një ere gradient në drejtim dhe shpejtësi. Dallimi midis erës aktuale dhe gradientit është zakonisht i vogël. Megjithatë, këto devijime të vogla të erës aktuale nga era gradient luajnë një rol rol të rëndësishëm në ndryshimet e presionit atmosferik.
Presioni i ajrit përcaktohet nga masa e tij në seksionin kryq të kolonës atmosferike, e barabartë me një zonë. Në lëvizje e pabarabartë ajrit për shkak të ndryshimeve në të vetitë termike Dhe forcat aktive ka një ulje ose rritje të masës së ajrit në kolonë, dhe, në përputhje me rrethanat, një ulje ose rritje e presionit atmosferik.
Faktori kryesor në ndryshimin e fushës së presionit (fushë presioni) është devijimi i erës aktuale nga ajo gradient (në lartësi). Kur drejtimi dhe shpejtësia e erës aktuale korrespondojnë me atë të gradientit, ndodh një rritje ose ulje e masës së ajrit dhe një ndryshim në presion, dhe vorbullat atmosferike - ciklonet dhe anticiklonet - mund të lindin dhe zhvillohen (shih më poshtë).
Devijimet e erës janë të rëndësishme në zonat e konvergjencës së rrjedhave të ajrit në troposferë dhe me lakim të madh të rrjedhave të ajrit në lëvizje.
Fusha e presionit. Struktura e fushës së presionit, ose fushë presioni Atmosfera është mjaft e larmishme. Në gjerësitë gjeografike ekstratropike, pranë sipërfaqes së tokës dhe në lartësi, gjithmonë mund të gjeni ciklonet dhe anticiklonet, lugjet, kreshtat dhe shalat e mëdha ose relativisht të vogla.
Ciklonet janë vorbullat më të mëdha atmosferike, me presion të ulët në qendër. Lëvizja e ajrit në sistemin e tyre në hemisferën veriore ndodh në drejtim të kundërt të akrepave të orës.
Anticiklonet janë vorbulla me presion të lartë në qendër. Lëvizja e ajrit në sistemin e tyre në hemisferën veriore ndodh në drejtim të akrepave të orës.
Figura 31 tregon fushën e presionit në sipërfaqen e tokës me një sistem ere. Përveç dy cikloneve dhe dy anticikloneve, ka koritë, kreshta dhe një shalë. Drejtimi i erës tregohet me shigjeta, shpejtësia tregohet nga bishti. Si distancë më të gjatë ndërmjet izobareve, aq më e ulët është shpejtësia e erës dhe aq më e vogël është pendë. Ky imazh i izobareve dhe erës pranohet në hartat e motit (shih më poshtë).
Struktura e fushës së presionit në globit të larmishme dhe komplekse. Prandaj, regjimi i rrymave ajrore është i ndryshëm në dimër dhe verë, në sipërfaqen e tokës dhe në lartësi, mbi kontinente dhe mbi oqeane, pa përmendur ndryshueshmërinë e tij të madhe në gjerësi të mesme dhe të larta nga dita në ditë. Në mënyrë tipike, hartat mesatare mujore të presionit dhe erës tregojnë vetëm transportin mbizotërues të masës ajrore gjatë muajit dhe fshehin shumë nga veçoritë interesante të proceseve atmosferike që zbulohen në hartat ditore të motit.
Hyrje
Predha e gaztë e Tokës quhet atmosferë. Atmosfera është në lëvizje të vazhdueshme, është e përfshirë plotësisht lëvizje rrotulluese Toka rreth Diellit dhe boshti i saj. Përveç kësaj lëvizje periodike, atmosfera është brenda lëvizje komplekse në lidhje me sipërfaqen e Tokës. Nën ndikimin e bashkëveprimit të atmosferës me sipërfaqen e tokës dhe proceset e brendshme gjendjen fizike Atmosfera dhe pjesët e saj individuale ndryshojnë vazhdimisht.
Shtrirja vertikale e atmosferës është rreth 20,000 km. I mprehtë kufiri i sipërm nuk ka atmosferë. Sipas tyre vetitë fizike, atmosfera është heterogjene, si vertikalisht ashtu edhe horizontalisht.
Aktualisht, atmosfera është e ndarë në shtresa në drejtim vertikal, bazuar në karakteristikat e mëposhtme:
Regjimi termik (shpërndarja e temperaturës me lartësi);
Përbërja e ajrit atmosferik;
Ndërveprimi i atmosferës me sipërfaqen e tokës.
Dallimi në vetitë e shtresave atmosferike manifestohet më qartë në natyrën e ndryshimit të temperaturës së ajrit me lartësinë dhe madhësinë e gradientit vertikal të temperaturës. Mbi këtë bazë, atmosfera ndahet në pesë shtresa kryesore:
Troposfera (nga 0 në 11 km);
Stratosfera (nga 11 në 50 km);
Mesosferë (nga 50 në 90 km);
Termosferë (nga 90 në 800 km);
Ekzosfera (mbi 800 km).
Në këtë punë do të shqyrtojmë aktiviteti gjeologjik një element i tillë meteorologjik si era dhe ndikimi i saj në shtresën troposferike, ku është përqendruar pjesa më e madhe e atmosferës - nga 75% në gjerësi të mesme dhe të larta, në 90% në gjerësi të ulëta.
Puna gjeologjike e erës përbëhet nga proceset e shkatërrimit të shkëmbinjve, transferimit dhe akumulimit të materialit, ndërkohë që këto procese janë të ndërlidhura ngushtë dhe ndodhin njëkohësisht.
mbeturinat e shkretëtirës së erës
> Lëvizja e ajrit në raport me sipërfaqen e tokës
Era është lëvizja e ajrit në raport me sipërfaqen e tokës, e cila ndodh nën ndikimin e forcave që veprojnë në atmosferë. Shkak i menjëhershëm shfaqja e lëvizjes së ajrit është shpërndarja e pabarabartë presioni në drejtimin horizontal, pra prania e diferencave të presionit në pikat e vendosura në të njëjtin nivel sipërfaqësor, veçanërisht në nivelin e detit. Ndikim i madh Lëvizja e ajrit ndikohet nga forca devijuese e rrotullimit të Tokës dhe forca e fërkimit.
Pranë sipërfaqes së tokës, shpejtësia e erës dobësohet shumë për shkak të ndikimit të forcave të fërkimit. Në shtresën sipërfaqësore (nga 0 në 1.5 km), shpejtësia e erës rritet me lartësinë, fillimisht shpejt, dhe më pas ngadalësohet. Në terrenin malor dhe të thyer, pranë brigjeve të deteve dhe liqeneve, modelet e erës ndryshojnë me lartësinë. shtresa kufitare(deri në 150 m) janë më komplekse se mbi një sipërfaqe homogjene. Mbi shtresën kufitare në gjerësi të butë, drejtimi perëndimor era, d.m.th., ka një transferim mbizotërues të ajrit nga perëndimi në lindje. Atmosfera duket se kapërcen Tokën në rrotullimin e saj të përditshëm.
Ndryshimi i erës me lartësi mbi shtresën kufitare ndodh kryesisht nën ndikimin e heterogjenitetit termik horizontal të atmosferës (gradienti i temperaturës horizontale).
Nëse ka kontraste të konsiderueshme të temperaturës horizontale ndërmjet masat ajrore formohen në troposferë rrymat e avionëveЇ zona që janë relativisht të ngushta në drejtim tërthor dhe të gjata në drejtim gjatësor erërat e forta. Në të njëjtën kohë, shpejtësia e erës mbizotëruese është më shumë se 100 km/h.
Rryma kryesore e avionit vërehet në gjerësi subtropikale. Pjesa qendrore rrymat reaktive subtropikale ndodhen në gjerësi gjeografike 25°-45°. Gjithashtu, rrymat e avionëve janë ekstratropikë, të formuar midis anticikloneve të larta dhe cikloneve në gjerësi gjeografike të buta dhe të larta, si dhe ekuatoriale.
