Hava akımlarının doğası yalnızca dünya yüzeyinin ve hava kütlelerinin termal homojenliğine bağlı olsaydı, o zaman rüzgar yatay basınç gradyanı tarafından belirlenecek ve hava bu gradyan boyunca hareket edecekti. yüksek basınç düşük. Aynı zamanda rüzgar hızı eşit basınçtaki çizgiler, yani izobarlar arasındaki mesafeyle ters orantılı olacaktır. İzobarlar arasındaki mesafe ne kadar küçük olursa, basınç gradyanı ve buna bağlı olarak rüzgar hızı da o kadar büyük olur.
Bu süreç iki gün sürebilir, dolayısıyla tüm süreç yaşam döngüsü Tropikal olmayan bir siklon üç ila beş gün sürer. Tıkanma sonrasında, tıkanma dalgasının termal sektörünün tepesinde yeni bir siklon görünebilir. Yeni bir ekstratrapikal depresyonun veya siklonun doğuşu, dalganın üzerinde bulunan yükseklikte bir jet akışının varlığıyla ilişkilidir.
Kombinasyon kısa dalgalar batı rüzgarları Batı rüzgarlarının akışına odaklanan bir jet akışıyla, yalnızca ektopik siklonların gelişmesine değil, aynı zamanda göç eden antisiklonların hareketine de katkıda bulunur. çoğunlukla Meksika. Gezegenin geniş alanlarındaki tekdüze sıcaklık ve nem, bazı hava kütlelerini diğerlerinden ayırır ve genellikle sıcak ve soğuk olarak sınıflandırılır; ayrıca kuru ve ıslak olabilirler. Böylece, hava kütleleri şunlar olabilir: kıtasal kutup, deniz kutup, tropikal kıta ve tropikal deniz.
Basınç gradyan kuvveti. Teorik meteorolojide kuvvetler genellikle kütle birimiyle ilişkilidir. Bu nedenle, bir birim kütleye etki eden basınç gradyanının kuvvetini ifade etmek için, basınç gradyanının değerinin hava yoğunluğuna bölünmesi gerekir. Daha sonra sayısal değer basınç gradyan kuvvetleri(G)şu ifadeyle belirlenecektir:
Kışın Meksika'yı ziyaret eden hava kütleleri şunlardır: Kanada ve Amerika Birleşik Devletleri'nden geldiğinde kıtasal kutupluluk ve bu nedenle çok az nem veya deniz kutupluluğu içerir ve ülkeye yalnızca kuzey kesimin kuzeybatısından girer. Pasifik Okyanusu. Bu soğuk hava kütleleri Körfez Kuzeyleri olarak adlandırılan duruma neden olur.
Yağışlı mevsim boyunca, tropikal deniz hava kütleleri esas olarak tropik Atlantik'ten ve daha az ölçüde tropikal Pasifik'ten kaynaklanır. Kıtasal tropikal hava kütlesine gelince, bu yalnızca Brezilya ve Sahra Çölü gibi tropik bölgelerdeki geniş kıtasal alanlarda oluşturulabilir. Ülkemizde bu durum kendini göstermektedir. belli bir dereceye kadar Yaz aylarında bölgeyle ilişkili olan kuzeybatıdaki kuru bölgede alçak basınç Pasifik Okyanusu'nun subtropikal hücresine ait havanın çökmesi veya alçalması nedeniyle havanın önemli ölçüde kuru olduğu termal kökenli.
burada ρ hava yoğunluğudur, Dρ/ gün– basınç gradyanı.
Basınç gradyanının (barik gradyan) kuvvetinin etkisi altında rüzgar ortaya çıkar. Bu, belirli bir alanda aşırı hava kütlesi oluşursa (yüksek basınç), hava eksikliği olan bir alana (düşük basınç) akması gerektiği anlamına gelir. Bu çıkış daha güçlü basınç farkı ne kadar büyük olursa.
Karşılaştırma yaptığımızda ani değişiklikler Genellikle tropik iklime sahip ılıman enlemlerde gözlemlenen zamanlarda en şaşırtıcı şey tekdüzeliktir. atmosferik olaylar tropik bölgelerde. Nemli alize rüzgarlarının rahatsızlığı ülkemizin neredeyse tamamını istila ederken, aynı zamanda düzenli olarak sağanak yağışlar da görülür, yağışlı dönemde günlük sıcaklık dalgalanmaları neredeyse sabittir. Yağmurlu geçen birkaç haftanın ardından iklimin tekdüzeliği, monotonluğundan dolayı yorucu bir hal alıyor. Rüzgar ve sıcaklık gelişiyor günlük döngü Bir kıyı, vadi veya yüksek platonun orografik özelliklerine göre belirlenir.
Yani ana itici güç hava hareketinin meydana gelmesi barik gradyandır. Hava parçacıkları üzerinde yalnızca basınç gradyanının kuvveti etkili olsaydı, o zaman onların hareketi, suyun daha yüksek bir seviyeden daha alçak bir seviyeye akışı gibi, her zaman bu gradyan yönünde meydana gelirdi. Gerçekte bu gerçekleşmez.
Aslında tropik atmosfer göründüğü kadar sessiz değil. Akış yüzeye yakın yerlerde düzgün olmasına rağmen, daha fazla olduğu bulunmuştur. yüksek seviyeler tropik hava genellikle oldukça rahatsızdır. Bu durum, gördüğümüz gibi yüzey hava akışının yüksek seviyelerde çok daha zor olduğu Batı veya Ferrell'de geçerli olanın tam tersidir.
Ilıman enlemlerdeki bir fırtınanın nasıl zıt özelliklere sahip hava kütlelerinin çarpışmasından kaynaklandığını daha önce açıklamıştık: bir yanda soğuk kutup kütleleri ve bir tropik hava kütlesi. Tropikal olmayan çöküntü bu enlemlere yaklaştıkça, kasırganın doğusunda bulunan bir gözlemci, atmosferik değişikliklerin oldukça belirgin etkilerini deneyimliyor. Öncelikle fırtınanın ilerisinde hareket eden ipeksi bulut bantları var. Sıcak cephe yaklaştıkça bulutlar kalınlaşır ve alçalır, barometrik basınç giderek azalır, ardından rüzgar güneye doğru esmeye başlar ve sıcaklıklar yükselmeye başlar.
Büyük ölçekli işlemlerde, hava akımlarının termal temel nedeni, atmosferik dolaşımı önemli ölçüde karmaşıklaştıran bir dizi başka faktörün etkisiyle birleştirilir. Bu nedenle, hem muson hem de enlemlerarası dolaşım, bir takım kuvvetlerin eylemleri ve atmosferik dolaşımın girdap doğası nedeniyle kıyaslanamayacak kadar karmaşıktır.
Dalganın sıcak bölümü yağışları durdurur ve zaman iyileşir. Soğuk cephe yaklaşırken, sıcaklıkta bir düşüş ve rüzgarın kuzeye veya kuzeybatıya doğru dönmesiyle birlikte basınçta keskin bir artışla hava zamanla tekrar bulutlu hale gelir. Daha sonra duşlar başlıyor. Tropikal olmayan siklon uzaklaştığında tekrar temizleniyor ve kutupsal hava kütlesinde soğuk sıcaklıklar kalıyor.
Bu devasa ekstratropikal siklonları harekete geçiren enerji potansiyel enerji soğuk havanın akışı ve sıcak havanın yükselmesiyle ilişkilidir. Ancak tropik bölgelerde fırtına oluşumu koşulları tamamen farklıdır. Burada 3 km'nin altındaki hava tabakası homojen kütle Binlerce kilometrekarelik tropikal denizleri kapsıyor. Rüzgar doğudan sürekli esiyor. Tropikal fırtınaların yarattığı enerji, iki hava kütlesinin çarpışmasından kaynaklanamaz; sıcak tropik denizlerdeki suyun buharlaşmasından kaynaklanır; enerji su buharının gizli ısısı olarak depolanır.
Dünyanın dönüşünün saptırıcı kuvveti. Hava akımlarının yönü ve hızındaki değişiklikler, öncelikle Dünya'nın dönüşünün saptırıcı kuvvetinden veya genel olarak adlandırıldığı gibi Coriolis kuvvetinden kaynaklanır. Bu kuvvetin ortaya çıkışı, Dünya'nın kendi ekseni etrafında dönmesiyle ilişkilidir. Coriolis kuvvetinin etkisi altında rüzgar, basınç gradyanı boyunca, yani yüksek basınçtan alçağa doğru esmez, ancak kuzey yarımkürede ondan sağa, güney yarımkürede sola sapar.
Bu buhar şuraya taşınır: yüksek irtifa 4-7 km'ye kadar yükselebilen, küme adı verilen konvektif bulutlar. Yağmurda yoğunlaşınca buhar açığa çıkar büyük miktar gizli enerji Bu durum ana Alisios iş parçacığında bir bozukluk olduğunda ortaya çıkar. Bu rahatsızlık, alize rüzgarlarının bir dalgası veya sapması şeklinde meydana gelir ve İkinci Dünya Savaşı'ndan bu yana, Meksikalı meteorologlar tarafından, rüzgarların doğudan batıya doğru ilerlediğini, hava durumu haritalarında, güneyi kaplayan geniş yağmur ve sağanak alanlarda gözlemlenen gözlemlenmiştir. Meksika'nın yarısı; ancak bunları tanımlamaya ve tanımlamaya yönelik yöntemlerin bir model kullanılarak iyileştirilmesi 1940'lara kadar gerçekleşmedi.
Diyagramda (Şekil 29, A) Dünyanın dönüşünün saptırma kuvvetinin, basınç gradyanı boyunca giderek artan bir hızla başlayan hava hareketi yönündeki değişikliği nasıl etkilediği açıkça gösterilmiştir. Diğer güçlerin etkisi burada dikkate alınmaz.
Basınç gradyanı kuvvetinin etkisi altında olduğunu varsayalım. hava parçacığı(bir daire ile gösterilir) degrade (G) yönünde kaymaya başlayacaktır. İlk anda, hız ortaya çıktığı anda V 1 Dünyanın dönüşünün saptırıcı kuvvetinde bir hızlanma olacak 1 hıza göre dik ve sağa yönlendirilmiş V 1 . Bu ivmenin etkisi altında parçacık gradyan boyunca hareket etmeyecek, sağa sapacaktır; Bir sonraki anda hava parçacığının hızı şuna eşit olacak: V 2 . Ancak aynı zamanda Coriolis kuvveti de A 2'ye dönüşecek. Bu dönme ivmesinin etkisi altında, hava parçacığının hızı daha da değişecek ve şuna eşit olacaktır: V 3 .
Coriolis kuvvetinin değişmesi yavaş olmayacaktır vb. Sonuç olarak, basınç kuvveti ve Dünya'nın dönüşünün saptırma kuvveti dengelenir ve hava parçacığının izobarlar boyunca hareketi meydana gelir. Parçacık hızı ve enlemi arttıkça Coriolis kuvvetinin etkisi de artar. Şu ifadeyle tanımlanır: Örneğin, meteorolog Gordon Dunn tropiklerin yüzey haritalarının Atlantik bölgesi
Ancak dalganın arkasında örtü görevi gören yatırım ortadan kaybolarak bulutların 7-8 km'ye çıkması yoğun yağışlara neden oldu. Kötü hava şeridi eksenin arkasında 300 km genişliğinde olabilir. Dalgadan geçen havanın mutlak girdabı değişir. Oluk ekseninde, havanın Dünya'ya göre girdabı gibi akışın eğriliği de maksimumdur. Dalga eksenini geçtikten sonra batıya doğru ilerledikçe girdapları tekrar azalır. Hava yatay olarak yaklaştıkça mutlak girdap arttığı ve hava uzaklaştıkça azaldığı için, dalgadaki yakınsama ve ıraksaklığın dağılımı Şekil 2'de gösterildiği gibi olur.
nerede ω - açısal hız, φ - coğrafi enlem, V- hareket hızı.
Dünyanın dönüşünün saptırıcı kuvvetinin ivmesi, ekvatorda sıfırdan 2ω'ye kadar olan miktarlarda ölçülür.V direğinde.
Jeostrofik rüzgar. En basit hareket türü sürtünmesiz doğrusal ve düzgün harekettir. Meteorolojide buna denir jeostrofik rüzgar. Ancak böyle bir harekete ancak teorik olarak izin verilebilir. Jeostrofik rüzgarda, gradyan kuvvetine (G) ek olarak, yalnızca Dünya'nın dönüşünün saptırıcı kuvvetinin havaya etki ettiği varsayılmaktadır. (A). Hareket tekdüze olduğunda, zıt yönlerde hareket eden bu kuvvetlerin her ikisi de dengelenir ve jeostrofik rüzgar izobarlar boyunca yönlendirilir (Şekil 29, b). Bu durumda alçak basınç kuzey yarımkürede solda, güney yarımkürede ise sağdadır.
Yanlara doğru birleşen hava dikey olarak genişler ve ıraksaklık ile genişleme yataydır ve hava sütunları sıkıştırılır, bu da Vostok dalgasının önündeki açık gökyüzünü açıklar. Gelen doğu dalgaları Karayip Denizi Meksika Körfezi'ne doğru uzanan akıntı, önemli etkenlerin etkisinden arınmış olduğundan tanımlanan özellikleri göstermektedir. arsalar. Ancak dalga ekseni ülkemizi Tehuantepec Kıstağı'nın ötesinde batıya geçtiğinde, dalga güneydeki dağlık bölgeyi geçerken rüzgar alanı önemli ölçüde bozulur.
Buna rağmen meteorolojik haritalar yoğun bulutlu ve yağışlı bir bölgeden batıya doğru bir hareket olduğunu gösteriyor. Hosler geldi aşağıdaki sonuçlar. Çukur, Küba'nın güneyinde Karayip Denizi'ne girdi. Hosler ayrıca Matamoros'tan geçen analiz edilen 19 dalgadan yalnızca ikisinin 10 km'den fazla bir uzantıya karşılık geldiğini buldu. Diğer durumlarda dalgalar yalnızca 500 milibara ulaştı.
Basınç gradyanının kuvvetleri ve Dünya'nın dönüşünün saptırıcı kuvveti dengede olduğunda, bunların toplamı sıfıra eşit olacaktır. Bu, aşağıdaki ilişkiyle ifade edilir:
buradan jeostrofik rüzgarın hızını elde ediyoruz
Tablo 1 Hosler'in gözlemlediği doğu dalgalarının frekansını göstermektedir. Meksika Körfezi. Bu yazara göre doğu dalgalarının maksimumu ağustos ve eylül aylarında meydana geliyor. Girdabın mutlak korunumu ilkesi, herhangi bir durum için şunu belirtir: atmosferik hareket Bir hava parçacığı, Dünya yüzeyinde hareket ederken mutlak girdabını her zaman korur. Bu mutlak girdap, havanın göreceli girdap artı Dünya'nın Ω cinsinden 2 Φ'ye eşit bir konumdaki girdapının toplamına eşittir.
Belirli bir hava kütlesinin kapladığı yatay alan azaldığında kütle yakınsamasının mevcut olduğu söylenir; Diverjansta ise bunun tersi olur: yatay alan artar. Hare, K. "Batılı", " Coğrafi genel bakış", cilt 50, New York.
Buradan jeostrofik rüzgarın hızının yatay basınç gradyanının büyüklüğüyle doğru orantılı olduğu sonucu çıkar. Bu nedenle basınç haritalarındaki izobarlar ne kadar yoğun olursa, daha güçlü rüzgar. Gerçek atmosferik koşullarda tamamen jeostrofik rüzgar neredeyse hiç gözlemlenmemesine rağmen, gözlemler yaklaşık 1 rakımda olduğunu göstermektedir. kilometre ve üzerinde, diğer nedenlerden kaynaklanan hafif sapmalarla birlikte yaklaşık olarak izobarlar boyunca hava hareketi meydana gelir. Bu nedenle, pratik çalışma Gerçek rüzgar yerine jeostrofik rüzgar da kullanılmaktadır. Basınç gradyanının kuvvetine ve Coriolis kuvvetine ek olarak hava hareketi sürtünme kuvveti ve merkezkaç kuvvetinden de etkilenir.
Mosiño, P. Meksika Cumhuriyeti'nde iklimin belirleyicileri, Ulusal Enstitü Antropoloji ve Tarih, 19, Meksika. P. Chicago Üniversitesi Yayınları. Dünyadaki her şey gibi hava da yerçekimi tarafından çekilir. Bu nedenle havanın ağırlığından bahsedebiliriz. Birim alana düşen havanın ağırlığına Atmosfer Basıncı denir. Atmosfer basıncı Pascal cinsinden ölçülür ve Pascal, başına 1 Newton'a eşittir. metrekare. Hava bu kuvveti her yöne uyguladığından gerçekte net bir kuvvet yoktur.
Kuvvet olabilmesi için basınç farkı olması gerekir. Atmosfer basıncı dikey ve yatay olarak değişir. Dikey: Nedeni açık, yüzeyden ne kadar çok yükselirsek, o kadar az hava olur. daha az ağırlık, üstümüzde. Yüksekliğe bağlı basınç düşüşü her 10 metrede yaklaşık 1 mb'dir. Çoğu altimetre bu prensibe dayanarak çalışır. Başka etkilerin yokluğunda basıncın rakımla değişmesi, herhangi bir dengesizliğe işaret etmediği için hava hareketi ile sonuçlanmaz.
Sürtünme kuvveti. Sürtünme kuvveti her zaman doğru yöndedir. ters hareket ve hızla orantılıdır. Hava akışlarının hızını azaltarak onları izobarların soluna doğru saptırır ve hareket izobarlar boyunca değil, onlara belirli bir açıyla yüksek basınçtan alçağa doğru gerçekleşir. Başından sonuna kadar türbülanslı karıştırma kilometre Hava, sürtünmenin etkisi üstteki katmanlara yaklaşık 1'e kadar iletilir.
dünya yüzeyinin üstünde. Bu sadece yüzeye yaklaştıkça biriken havanın ağırlığının etkisidir. Yatay: Yüzeyin izobarik haritasının temsil ettiği şeydir, birçok noktada deniz seviyesi basıncı alınmış ve sonuçlar haritaya işlenmiştir. Yatay yöndeki basınç farklılıkları bir dengesizliği ve bir girişimi akla getirir. atmosferik sistem
, yüzeyin doğası, bulanıklık vb. böylece hava bölgeye bağlı olarak farklı şekilde ısıtılır veya soğutulur. Sürtünmenin hava hareketinin yönü ve hızı üzerindeki etkisi şemada gösterilmektedir (Şekil 30, a). Diyagram, basınç gradyan kuvvetinin, Dünya'nın dönüşünün ve sürtünmesinin saptırıcı kuvvetinin etkisi altındaki basınç alanını ve hava hareketini göstermektedir. Coriolis kuvvetinin etkisi altında hava, G basınç gradyanı boyunca değil, ona dik açılarda, yani izobarlar boyunca hareket eder. Gerçek rüzgar B okuyla gösterilir, sürtünme kuvveti T rüzgar yönünden hafif yana saptı. Coriolis kuvveti gerçek rüzgara dik açıda bir okla gösterilir Görebildiğimiz gibi, gerçek rüzgar ile arasındaki açı İÇİNDE ve sürtünme kuvveti Sürtünmenin hava hareketinin yönü ve hızı üzerindeki etkisi şemada gösterilmektedir (Şekil 30, a). Diyagram, basınç gradyan kuvvetinin, Dünya'nın dönüşünün ve sürtünmesinin saptırıcı kuvvetinin etkisi altındaki basınç alanını ve hava hareketini göstermektedir. Coriolis kuvvetinin etkisi altında hava, G basınç gradyanı boyunca değil, ona dik açılarda, yani izobarlar boyunca hareket eder. Gerçek rüzgar B okuyla gösterilir, sürtünme kuvveti 90°'den büyük ve gerçek rüzgar B ile basınç gradyanının kuvveti arasındaki açı G 90°'den az. Gradyan kuvveti izobarlara dik olduğundan, gerçek rüzgarın izobarların soluna saptığı ortaya çıkar. İzobar ile gerçek rüzgarın yönü arasındaki açının büyüklüğü pürüzlülük derecesine bağlıdır dünyanın yüzeyi . Sapma izobarların solunda, genellikle 20-30° açıyla meydana gelir. Karada sürtünme denizden daha fazladır; yeryüzüne yakın yerlerde sürtünmenin etkisi en büyüktür ve yükseklik arttıkça azalır. Yaklaşık 1 yükseklikte kilometre aksiyon
sürtünme kuvvetleri neredeyse duracak.
Merkezkaç kuvveti. İzobarlar eğrisel ise, yani örneğin bir elips veya daire şekline sahipse, o zaman hareket. havanın etkisi vardır
merkezkaç kuvveti V Bu, hava hareket yolunun eğrilik yarıçapı boyunca merkezden çevreye doğru yönlendirilen atalet kuvvetidir. Merkezkaç kuvvetinin etkisi altında (sürtünmenin yokluğunda) izobarlar boyunca hareket meydana gelir. Sürtünme varlığında rüzgar izobarlara düşük basınç yönünde belli bir açıyla esmektedir. Merkezkaç kuvvetinin büyüklüğü eşitlikten belirlenir Nerede
- hava hızı (rüzgar hızı), R- yörüngesinin eğrilik yarıçapı. Havanın hareketinin bir daire içinde meydana geldiğini varsayarsak, yörüngenin herhangi bir noktasındaki hızı daireye teğet olarak yönlendirilecektir (Şekil 30, b ve c).( V). Bu diyagramdan takip edildiği gibi Coriolis kuvveti (G)(A) (kuzey yarımkürede) rüzgar hızının sağına doğru radyal olarak dik açılarla yönlendirilir Merkezkaç kuvveti (C), siklonun ve antisiklonun merkezinden çevresine doğru yönlendirilir ve gradyan kuvveti
merkezkaç kuvveti Merkezkaç kuvvetinin etkisi altında (sürtünmenin yokluğunda) izobarlar boyunca hareket meydana gelir. Sürtünme varlığında rüzgar izobarlara düşük basınç yönünde belli bir açıyla esmektedir. Merkezkaç kuvvetinin büyüklüğü eşitlikten belirlenir bakiyeler
geometrik toplam ilk iki kuvvet çemberin yarıçapı üzerinde yer alır. Bu durumda her üç kuvvet de denklemle ilişkilidir.- izobarların eğrilik yarıçapı.
Bu denklemden rüzgarın basınç gradyanına dik olarak yönlendirildiği sonucu çıkar. Bu özel durum Siklon sisteminde dairesel izobarlı rüzgarlar. Bu rüzgarın adı degrade. Kuzey yarımkürede siklon sisteminde (Şek. 31,
B)
basınç gradyanı kuvveti merkeze doğru yönlendirilir ve onu dengeleyen merkezkaç ve Coriolis kuvvetleri karşı taraf Dünyanın dönüşünün saptırıcı kuvvetinin hava hızının soluna yönlendirildiği yerde, gradyan rüzgarı basınç gradyanından sola doğru saptırılır. Bu nedenle, güney yarımkürede, bir siklondaki rüzgar saat yönünde, antisiklonda ise saat yönünün tersine yönlendirilir.
Sürtünme kuvvetinin etkisi dışında, yani 1'in üzerinde km, Rüzgâr yön ve hız bakımından gradyan bir rüzgâra yaklaşıyor. Gerçek ve gradyan rüzgar arasındaki fark genellikle küçüktür. Bununla birlikte, gerçek rüzgarın eğimli rüzgardan bu küçük sapmaları bir rol oynar. önemli rol atmosferik basınçtaki değişikliklerde.
Hava basıncı, atmosferik kolondaki kütlesi ile kesit yoluyla belirlenir, bire eşit alan. Şu tarihte: düzensiz hareket içindeki değişiklikler nedeniyle hava termal özellikler Ve aktif kuvvetler kolondaki hava kütlesinde bir azalma veya artış olur ve buna bağlı olarak atmosfer basıncında bir azalma veya artış olur.
Basınç alanını (basınç alanı) değiştirmedeki ana faktör, gerçek rüzgarın eğimden (yüksekliklerde) sapmasıdır. Gerçek rüzgarın yönü ve hızı eğime karşılık geldiğinde, hava kütlesinde bir artış veya azalma ve basınçta bir değişiklik meydana gelir ve atmosferik girdaplar - siklonlar ve antisiklonlar - ortaya çıkabilir ve gelişebilir (aşağıya bakın).
Troposferdeki hava akışlarının yakınlaştığı ve hareketli hava akışlarının büyük eğriliği olan alanlarda rüzgar sapmaları önemlidir.
Basınç alanı. Basınç alanı yapısı veya basınç alanı Atmosfer oldukça çeşitlidir. Tropikal olmayan enlemlerde, dünyanın yüzeyine yakın yerlerde ve yükseklerde, her zaman büyük veya nispeten küçük kasırgalar ve antisiklonlar, çukurlar, sırtlar ve eyerler bulabilirsiniz.
Siklonlar, merkezinde düşük basınç bulunan en büyük atmosferik girdaplardır. Kuzey yarımkürede sistemlerindeki havanın hareketi saat yönünün tersine gerçekleşir.
Antisiklonlar, merkezinde yüksek basınç bulunan girdaplardır. Kuzey yarımkürede sistemlerindeki havanın hareketi saat yönünde gerçekleşir.
Şekil 31, bir rüzgar sistemi ile dünya yüzeyindeki basınç alanını göstermektedir. İki siklona ve iki antisiklona ek olarak oluklar, çıkıntılar ve bir eyer vardır. Rüzgar yönü oklarla, hız ise kuyrukla gösterilir. Nasıl daha uzun mesafe izobarlar arasında rüzgar hızı ne kadar düşük olursa tüyler o kadar küçük olur. İzobarların ve rüzgarın bu görüntüsü hava durumu haritalarında kabul edilir (aşağıya bakınız).
Basınç alanının yapısı küreçeşitli ve karmaşık. Bu nedenle, hava akımlarının rejimi, kış ve yaz aylarında, dünya yüzeyinde ve rakımlarda, kıtalar üzerinde ve okyanuslar üzerinde farklıdır; orta ve yüksek enlemlerde günden güne büyük değişkenlikten bahsetmeye bile gerek yok. Tipik olarak, ortalama aylık basınç ve rüzgar haritaları yalnızca ay boyunca geçerli olan hava kütlesi taşınımını gösterir ve günlük hava durumu haritalarında ortaya çıkan atmosferik süreçlerin ilginç özelliklerinin çoğunu gizler.
giriiş
Dünyanın gazdan oluşan kabuğuna atmosfer denir. Atmosfer sürekli hareket halindedir ve tamamen dönme hareketi Dünya Güneş'in etrafında ve ekseninde. Bunun yanında periyodik hareket, atmosfer ortada karmaşık hareket Dünya yüzeyine göre. Atmosferin dünya yüzeyi ile etkileşiminin etkisi altında ve iç süreçler fiziksel durum Atmosfer ve onun bireysel parçaları sürekli değişiyor.
Atmosferin dikey uzunluğu yaklaşık 20.000 km'dir. Keskin üst sınır atmosfer yok. Kendilerine göre fiziksel özellikler Atmosfer hem dikey hem de yatay olarak heterojendir.
Şu anda atmosfer, aşağıdaki özelliklere göre dikey yönde katmanlara bölünmüştür:
Termal rejim (yükseklikle sıcaklık dağılımı);
Atmosfer havasının bileşimi;
Atmosferin dünya yüzeyiyle etkileşimi.
Atmosfer katmanlarının özelliklerindeki farklılık, en açık şekilde hava sıcaklığındaki yükseklikle değişimin doğasında ve dikey sıcaklık gradyanının büyüklüğünde ortaya çıkar. Buna göre atmosfer beş ana katmana ayrılmıştır:
Troposfer (0 ila 11 km arası);
Stratosfer (11 ila 50 km arası);
Mezosfer (50 ila 90 km arası);
Termosfer (90 ila 800 km arası);
Ekzosfer (800 km'nin üzerinde).
Bu çalışmamızda ele alacağımız jeolojik aktivite rüzgar gibi meteorolojik bir element ve atmosferin büyük kısmının yoğunlaştığı troposferik katmandaki etkisi - orta ve yüksek enlemlerde% 75'ten düşük enlemlerde% 90'a kadar.
Rüzgârın jeolojik çalışması kayaların tahrip edilmesi, malzeme aktarımı ve birikmesi süreçlerinden oluşurken, bu süreçler birbiriyle yakından ilişkilidir ve eş zamanlı olarak gerçekleşir.
rüzgar çöl enkazı
> Dünya yüzeyine göre hava hareketi
Rüzgar, atmosferde etkili olan kuvvetlerin etkisi altında meydana gelen, havanın dünya yüzeyine göre hareketidir. Acil sebep hava hareketinin meydana gelmesi eşit olmayan dağılım yatay yönde basınç, yani aynı yüzey seviyesinde, özellikle deniz seviyesinde bulunan noktalarda basınç farklılıklarının varlığı. Büyük etki Havanın hareketi, Dünya'nın dönüşünün saptırıcı kuvvetinden ve sürtünme kuvvetinden etkilenir.
Dünya yüzeyine yakın yerlerde sürtünme kuvvetlerinin etkisiyle rüzgar hızı büyük ölçüde zayıflar. Yüzey katmanında (0'dan 1,5 km'ye kadar), rüzgar hızı yükseklikle birlikte önce hızlı bir şekilde artar, sonra yavaşlar. Dağlık ve engebeli arazilerde, deniz ve göl kıyılarına yakın yerlerde rüzgarın düzeni rakımla birlikte değişir. sınır katmanı(150 m'ye kadar) homojen bir yüzeye göre daha karmaşıktır. Ilıman enlemlerde sınır tabakasının üstünde, batı yönü rüzgar, yani batıdan doğuya ağırlıklı bir hava transferi var. Atmosfer günlük dönüşünde Dünya'yı geçiyor gibi görünüyor.
Rüzgarın sınır tabakasının üzerindeki yükseklikle değişmesi, esas olarak atmosferin yatay termal heterojenliğinin (yatay sıcaklık gradyanı) etkisi altında meydana gelir.
arasında önemli yatay sıcaklık farkları varsa hava kütleleri troposferde oluşur jet akışlarıЇ enine yönde nispeten dar ve boyuna yönde uzun olan bölgeler kuvvetli rüzgarlar. Aynı zamanda hakim rüzgar hızı 100 km/saatin üzerindedir.
Ana jet akımı subtropikal enlemlerde gözlenir. Orta kısım subtropikal jet akımları 25°-45° enleminde bulunur. Ayrıca, jet akımları tropikal değildir ve ekvatorun yanı sıra ılıman ve yüksek enlemlerdeki yüksek antisiklonlar ve siklonlar arasında oluşur.
