Penyejatan di benua biasanya lebih besar daripada penyejatan. Kelembapan udara

Air di atmosfera. Sifat air

Air ada di mana-mana di bumi. Lautan, laut, sungai, tasik dan badan air lain menduduki 71% permukaan bumi. Air yang terkandung di atmosfera adalah satu-satunya bahan yang boleh ada dalam ketiga-tiga keadaan fasa (pepejal, cecair dan gas) pada masa yang sama.

Sifat fizikal air yang paling penting untuk meteorologi dibentangkan dalam Jadual 6.

Jadual 6 - Ciri fizikal air (Rusin, 2008)

Sifat air yang penting untuk pembentukan iklim:

air adalah penyerap tenaga pancaran;

Ia mempunyai salah satu nilai tertinggi kapasiti haba tentu antara bahan lain di bumi (ini menjejaskan perbezaan pemanasan darat dan laut, penembusan sinaran dan haba jauh ke dalam tanah dan badan air);

ideal (hampir) pelarut;

Struktur dipol (bipolar) molekul air menyediakan takat didih yang tinggi (tanpa ikatan hidrogen, takat didih ialah -80°C).

Pengembangan apabila beku tidak seperti bahan lain yang mengecut. (ketumpatan maksimum air diperhatikan pada suhu + 4 ° C; ketumpatan ais kurang daripada ketumpatan air: disuling sebanyak 1/9, laut sebanyak 1/7; ais yang lebih ringan terapung di permukaan air ).

Terima kasih kepada proses penyejatan dan pemeluwapan di atmosfera, kitaran air berterusan berlaku, di mana sejumlah besar ia mengambil bahagian. Secara purata, kitaran air jangka panjang dicirikan oleh data berikut (Jadual 1):

Jadual 1 - Ciri-ciri kitaran air di Bumi (Matveev, 1976)

	Kerpasan, mm/tahun	Penyejatan, mm/tahun	Longkang, mm/tahun
benua
Lautan Dunia
Bumi

Dari permukaan lautan (361 juta km 2) lapisan air setebal 1127 mm (atau 4.07 10 17 kg air) menguap sepanjang tahun, dari permukaan benua - 446 mm (atau 0.66 10 17 kg air ). Ketebalan lapisan pemendakan tahunan di lautan ialah 1024 mm (atau 3.69 10 17 kg air), di benua - 700 mm (atau 1.04 10 17 kg air). Jumlah kerpasan di benua dengan ketara melebihi sejatan (sebanyak 254 mm, atau sebanyak 0.38 10 17 kg air). Ini bermakna sejumlah besar wap air datang ke benua dari lautan. Sebaliknya, air (254 mm) yang belum tersejat di benua mengalir ke sungai dan seterusnya ke lautan. Di lautan, penyejatan melebihi (sebanyak 103 mm) jumlah kerpasan. Perbezaannya diisi semula oleh larian air dari lautan.

Penyejatan dan penyejatan

Air memasuki atmosfera akibat daripada penyejatan dari permukaan Bumi (takungan, tanah); ia dikeluarkan oleh organisma hidup dalam proses kehidupan (pernafasan, metabolisme, transpirasi dalam tumbuhan); ia adalah hasil sampingan aktiviti gunung berapi, pengeluaran perindustrian dan pengoksidaan pelbagai bahan.

Penyejatan(biasanya air) - kemasukan wap air ke atmosfera disebabkan oleh detasmen molekul yang paling cepat bergerak dari permukaan air, salji, ais, tanah basah, titisan dan kristal di atmosfera.

Penyejatan dari permukaan bumi dipanggil penyejatan fizikal. Penyejatan fizikal dan transpirasi bersama - jumlah penyejatan.

Intipati proses penyejatan ialah pemisahan molekul air individu dari permukaan air atau dari tanah lembap dan peralihan udara sebagai molekul wap air. Wap di atmosfera terpeluwap apabila udara sejuk. Pemeluwapan wap air juga boleh melalui pemejalwapan (proses peralihan langsung bahan daripada gas kepada pepejal, memintas cecair). Air dikeluarkan dari atmosfera melalui pemendakan.

Molekul cecair sentiasa bergerak, dan sebahagian daripadanya boleh menembusi permukaan cecair dan melarikan diri ke udara. Molekul-molekul tersebut tercabut, kelajuannya lebih tinggi daripada kelajuan pergerakan molekul pada suhu tertentu dan mencukupi untuk mengatasi daya kohesi (tarikan molekul). Apabila suhu meningkat, bilangan molekul yang terpisah bertambah. Molekul wap boleh kembali dari udara kepada cecair. Apabila suhu cecair meningkat, bilangan molekul yang meninggalkannya menjadi lebih besar daripada bilangan yang kembali, i.e. cecair menyejat. Penurunan suhu melambatkan peralihan molekul cecair ke udara dan menyebabkan pemeluwapan wap. Jika wap air memasuki udara, maka ia, seperti semua gas lain, mencipta tekanan tertentu. Apabila molekul air masuk ke udara, tekanan wap di udara meningkat. Apabila keadaan keseimbangan mudah alih dicapai (bilangan molekul yang meninggalkan cecair adalah sama dengan bilangan molekul yang kembali), maka penyejatan berhenti. Keadaan sedemikian dipanggil ketepuan , wap air di negeri ini - mengenyangkan , dan udara kaya raya . Tekanan wap air pada ketepuan dipanggil tekanan wap tepu (E), atau keanjalan tepu, atau keanjalan maksimum.

Sehingga keadaan tepu tercapai, maka proses penyejatan air berlaku, manakala keanjalan wap air (e) di atas cecair adalah kurang daripada keanjalan maksimum: e<Е.

Jika bilangan molekul air yang kembali lebih besar daripada bilangan molekul yang berlepas, maka proses pemeluwapan atau sublimasi (di atas ais) berlaku: e>E.

Tekanan wap air tepu bergantung kepada

suhu udara,

pada sifat permukaan (cecair, ais),

daripada bentuk permukaan ini,

kemasinan air.

Kebanyakan wap air memasuki atmosfera dari permukaan laut dan lautan. Ini benar terutamanya untuk kawasan tropika yang lembap di Bumi. Di kawasan tropika, penyejatan melebihi pemendakan. Di latitud tinggi, sebaliknya adalah benar. Secara umum, di seluruh dunia, jumlah kerpasan adalah lebih kurang sama dengan sejatan.

Penyejatan dikawal oleh beberapa sifat fizikal kawasan, khususnya, suhu permukaan air dan takungan besar, dan kelajuan angin yang berlaku di sini. Apabila angin bertiup ke atas permukaan air, ia membawa udara lembap ke tepi dan menggantikannya dengan udara segar yang lebih kering (iaitu, resapan dan resapan bergelora ditambah kepada resapan molekul). Semakin kuat angin, semakin cepat perubahan udara dan semakin kuat penyejatan.

Penyejatan boleh dicirikan oleh kelajuan proses. Kadar penyejatan (V) dinyatakan dalam milimeter lapisan air yang disejat per unit masa daripada unit permukaan. Ia bergantung kepada defisit tepu, tekanan atmosfera dan kelajuan angin.

Penyejatan dalam keadaan sebenar adalah sukar untuk diukur. Untuk mengukur penyejatan, penyejat pelbagai reka bentuk atau lembangan penyejatan (dengan kawasan keratan rentas 20 m 2 atau 100 m 2 dan kedalaman 2 m) digunakan. Tetapi nilai yang diperoleh daripada penyejat tidak boleh disamakan dengan penyejatan dari permukaan fizikal sebenar. Oleh itu, kaedah pengiraan digunakan untuk: penyejatan dari permukaan tanah dikira daripada data tentang pemendakan, air larian dan kandungan lembapan tanah, yang lebih mudah diperoleh melalui pengukuran. Sejatan dari permukaan laut boleh dikira menggunakan formula yang hampir dengan jumlah persamaan.

Bezakan antara sejatan sebenar dan sejatan.

Penyejatan- potensi penyejatan di kawasan tertentu di bawah keadaan atmosfera sedia ada di dalamnya.

Ini membayangkan sama ada penyejatan daripada permukaan air dalam penyejat; penyejatan dari permukaan air terbuka takungan besar (air tawar semula jadi); penyejatan dari permukaan tanah yang terlalu lembap. Penyejatan dinyatakan dalam milimeter air sejat per unit masa.

Penyejatan adalah rendah di kawasan kutub: kira-kira 80mm/tahun. Ini disebabkan oleh fakta bahawa suhu rendah permukaan penyejatan diperhatikan di sini, dan tekanan wap air tepu E S dan tekanan sebenar wap air adalah kecil dan hampir antara satu sama lain, oleh itu perbezaan (E S – e) adalah kecil. .

Dalam latitud sederhana, sejatan berubah dalam julat yang luas dan cenderung meningkat apabila bergerak dari barat laut ke tenggara tanah besar, yang dijelaskan oleh peningkatan defisit tepu dalam arah yang sama. Nilai terendah dalam tali pinggang Eurasia ini diperhatikan di barat laut tanah besar: 400–450 mm, yang tertinggi (sehingga 1300–1800 mm) di Asia Tengah.

di kawasan tropika sejatan rendah di pantai dan meningkat secara mendadak di bahagian pedalaman hingga 2500–3000 mm.

berhampiran khatulistiwa penyejatan agak rendah: tidak melebihi 100 mm disebabkan oleh defisit tepu yang kecil.

Sejatan sebenar di lautan bertepatan dengan sejatan. Di darat, ia jauh lebih sedikit, terutamanya bergantung pada rejim kelembapan. Perbezaan antara penyejatan dan pemendakan boleh digunakan untuk mengira defisit kelembapan udara.

Komponen yang paling penting dalam keseimbangan air ialah penyejatan. Masalah untuk mendapatkan maklumat yang boleh dipercayai iklim mengenai penyejatan adalah lebih teruk daripada pemendakan. Sebahagian besar data yang diketahui adalah berdasarkan kaedah pengiraan. Pengiraan lebih kurang boleh dipercayai di atas permukaan air, di mana seseorang boleh mengambil penyejatan untuk penyejatan dan mengira nilai ini. Di atas tanah, pendekatan sedemikian adalah mustahil, oleh itu, penyejatan diukur secara langsung pada rangkaian yang jarang, bagaimanapun, generalisasi iklim spatial data ini adalah sukar (Kislov A.V., 2011).

Pada rajah. 3.5 dan dalam jadual. Jadual 3.3 menunjukkan jumlah tahunan sejatan yang dikira dari permukaan dasar, yang mana ia berikutan bahawa sejatan dari lautan dengan ketara melebihi sejatan dari daratan. Di kebanyakan Lautan Dunia di latitud tengah dan rendah, sejatan berbeza dari 600 hingga 2500 mm, dan maksimum mencapai 3000 mm. Di perairan kutub, dengan kehadiran ais, penyejatan agak kecil. Di darat, jumlah penyejatan tahunan berkisar antara 100–200 mm di kawasan kutub dan padang pasir (malah kurang di Antartika) hingga 800–1000 mm di kawasan tropika dan subtropika lembap (Asia selatan, Lembangan Congo, tenggara Amerika Syarikat, pantai timur Australia , kepulauan Indonesia, Madagaskar). Nilai maksimum di darat adalah lebih sedikit daripada 1000 mm (Khromov S.P., Petrosyants M.A., 2001).

nasi. 3.5. Taburan purata nilai tahunan (mm/tahun) sejatan daripada permukaan dasar (Atlas imbangan haba dunia, 1963)

Jadual 3.3. Nilai sejatan tahunan (mm) untuk zon berbeza Hemisfera Utara (menurut Budyko M.I., 1980)

Oleh itu, secara purata di atas zon latitudin di Hemisfera Utara, nilai penyejatan tahunan tertinggi diperhatikan di kawasan tropika. Apabila kita bergerak dari kawasan tropika ke kutub, penyejatan berkurangan. Di zon khatulistiwa dan di latitud tinggi, nilai tahunan purata sejatan ke atas daratan dan laut adalah lebih kurang sama, tetapi di kawasan tropika dan latitud sederhana, sejatan dari permukaan laut lebih besar daripada dari permukaan tanah. Taburan penyejatan adalah serupa di Hemisfera Selatan, tetapi di seluruh hemisfera, penyejatan lebih tinggi dan kira-kira 1250 mm, jadi kawasan yang diduduki oleh lautan lebih besar di hemisfera itu (untuk Hemisfera Utara, nilai purata tahunan penyejatan adalah kira-kira 770 mm) (Klimatologi, 1989).

Untuk mendapatkan idea yang kukuh secara fizikal tentang ciri-ciri corak spatial penyejatan, ia boleh diambil kira bahawa aliran gelora wap air ditentukan oleh kecerunan lembapan menegak dalam lapisan berhampiran air dan perkembangan rejim gelora, yang boleh dicirikan secara parametrik oleh modulus vektor halaju angin dan kriteria kestabilan stratifikasi atmosfera. Dari sudut pandangan ini, menjadi jelas, sebagai contoh, mengapa penyejatan tinggi di sepanjang teras arus hangat (Gulf Stream, Kuroshio, Brazil, Australia Timur). Ia terutamanya meningkat pada musim sejuk, apabila udara sejuk kering, terbentuk di pusat benua ekstratropika dengan tekanan tinggi, memasuki kawasan laut (disebabkan oleh penguasaan pengangkutan barat). Pada masa yang sama, kecerunan kelembapan khusus meningkat dan pergolakan meningkat secara mendadak disebabkan oleh stratifikasi suhu tidak stabil yang muncul.

Peruntukan yang dipertimbangkan membolehkan kami menjelaskan kewujudan kerpasan besar WTC dari sudut keseimbangan jumlah kerpasan. (r) dan kadar sejatan (E)(Gamb. 3.6). Di bahagian besar lautan, jisim udara angin perdagangan mengumpul lembapan (di sini E– r> 0) dan “tuangkan” air ini ke dalam VZK (di mana E– r< 0). Sistem awan siklon hadapan kutub terbentuk dalam udara lembap tropika, supaya wap air yang dibawa ke latitud dan benua yang tinggi (di mana E– r< 0) juga dikumpulkan dari kawasan tropika dan subtropika Lautan Dunia.

Keseimbangan lembapan "sejatan tolak hujan" memungkinkan untuk memahami pola geografi utama pembentukan larian sungai - sungai yang paling banyak mengalir adalah sungai yang lembangannya terletak di kawasan di mana E -r< 0. Contoh biasa adalah sungai Amazon, Congo, Ganges, Brahmaputra, dan lain-lain. Selain itu, bukan sahaja sungai-sungai besar yang dinamakan, membentang ribuan kilometer, mengalir penuh, tetapi juga sungai-sungai kecil pulau-pulau besar, contohnya, Indonesia. , disuap sepanjang tahun oleh hujan lebat, yang jumlahnya ketara melebihi sejatan.

Untuk lautan, keseimbangan lembapan atmosfera "penyejatan tolak pemendakan" ialah aliran menegak "air tawar". Ia menentukan dalam ciri utama kepelbagaian spatial medan kemasinan air. Di Lautan Pasifik, kerpasan melebihi sejatan, dan di Atlantik (dan Lautan Hindi) sejatan adalah lebih besar daripada kerpasan dan kemasinan lapisan berhampiran permukaan lebih besar, dan taburan ruangnya mengikuti taburan keseimbangan "kerpasan tolak sejatan" . Walau bagaimanapun, tidak semua ciri medan kemasinan ditentukan secara eksklusif oleh keseimbangan ini. Oleh itu, penyegar air secara tempatan meningkat berhampiran muara sungai besar (Amazon, Congo, Ganges). Di latitud kutub, sebagai tambahan kepada faktor di atas, peranan aktif dalam pembentukan medan kemasinan dimainkan oleh perairan tawar yang terbentuk semasa pencairan salji dan litupan ais (Kislov A.V., 2011).

nasi. 3.6. Keseimbangan kelembapan atmosfera "penyejatan tolak pemendakan" di atas lautan (cm/tahun): 1 - isolin >0 ; 2 - isolin <0 (Kislov A.V., 2011)

Air, yang merupakan sebahagian daripada udara, berada di dalamnya dalam keadaan gas, cecair dan pepejal. Ia memasuki udara kerana penyejatan dari permukaan badan air dan tanah (sejatan fizikal), serta disebabkan oleh transpirasi (penyejatan oleh tumbuhan), yang merupakan proses fizikal dan biologi. Lapisan permukaan udara yang diperkaya dengan wap air menjadi lebih ringan dan naik ke atas. Akibat penurunan adiabatik dalam suhu udara yang meningkat, kandungan wap air di dalamnya, pada akhirnya, menjadi maksimum yang mungkin. Pemeluwapan, atau pemejalwapan, wap air berlaku, awan terbentuk, dan daripadanya - pemendakan yang jatuh ke tanah. Ini adalah bagaimana kitaran air berfungsi. Wap air di atmosfera diperbaharui secara purata kira-kira setiap lapan hari. Pautan penting dalam kitaran air ialah penyejatan, yang terdiri daripada peralihan air daripada keadaan cecair atau pepejal pengagregatan (pemejalwapan) kepada keadaan gas dan kemasukan wap air yang tidak kelihatan ke udara.

nasi. 37. Purata nilai tahunan sejatan dari permukaan dasar (mm/tahun)

Udara lembap sedikit lebih ringan daripada udara kering kerana ia kurang tumpat. Sebagai contoh, udara tepu dengan wap air pada suhu 0 ° dan tekanan 1000 mb adalah kurang tumpat daripada udara kering - sebanyak 3 g / m (0.25%). Pada suhu yang lebih tinggi dan kandungan lembapan yang lebih tinggi, perbezaan ini meningkat.

Penyejatan menunjukkan jumlah sebenar air yang menyejat, berbanding dengan kebolehsejatan - penyejatan maksimum yang mungkin, tidak dihadkan oleh rizab lembapan. Oleh itu, penyejatan di atas lautan hampir sama dengan penyejatan. Keamatan atau kadar penyejatan ialah jumlah air dalam gram yang menyejat dari 1 cm 2 permukaan sesaat (V \u003d g / cm 2 dalam s). Mengukur dan mengira sejatan adalah tugas yang sukar. Oleh itu, dalam praktiknya, penyejatan diambil kira secara tidak langsung - dengan saiz lapisan air (dalam mm), disejat dalam jangka masa yang lebih lama (sehari sebulan). Lapisan air 1 mm dari kawasan seluas 1 m adalah sama dengan jisim air 1 kg. Keamatan penyejatan dari permukaan air bergantung kepada beberapa faktor: 1) pada suhu permukaan penyejatan: semakin tinggi ia, semakin besar kelajuan pergerakan molekul dan lebih banyak daripada mereka keluar dari permukaan dan memasuki udara ; 2) dari angin: semakin besar kelajuannya, semakin kuat penyejatan, kerana angin membawa udara tepu lembapan dan membawa udara yang lebih kering; 3) daripada kekurangan kelembapan: semakin banyak, semakin kuat penyejatan; 4) pada tekanan: semakin besar, semakin sedikit penyejatan, kerana lebih sukar bagi molekul air untuk melepaskan diri dari permukaan yang menyejat.

Apabila mempertimbangkan penyejatan dari permukaan tanah, adalah perlu untuk mengambil kira sifat fizikal seperti warna (tanah gelap menyejat lebih banyak air kerana pemanasan yang tinggi), komposisi mekanikal (tanah berlempung mempunyai kapasiti mengangkat air dan kadar penyejatan yang lebih tinggi daripada tanah berpasir) , kelembapan (daripada tanah yang lebih kering, semakin lemah penyejatan). Juga penting adalah penunjuk seperti paras air bawah tanah (semakin tinggi, semakin besar penyejatan), pelepasan (di tempat tinggi udara lebih mudah alih daripada di tanah rendah), sifat permukaan (kasar berbanding dengan licin mempunyai kawasan penyejatan yang lebih besar), tumbuh-tumbuhan, yang mengurangkan penyejatan dari tanah. Walau bagaimanapun, tumbuhan itu sendiri menyejat banyak air, mengambilnya dari tanah dengan bantuan sistem akar. Oleh itu, secara amnya, pengaruh tumbuh-tumbuhan adalah pelbagai dan kompleks.

Haba dibelanjakan pada penyejatan, akibatnya suhu permukaan penyejatan berkurangan. Ini amat penting untuk tumbuhan, terutamanya di latitud khatulistiwa-tropika, di mana penyejatan mengurangkan kepanasan melampau mereka. Hemisfera lautan selatan lebih sejuk daripada bahagian utara atas sebab yang sama.

Sejatan harian dan tahunan berkait rapat dengan suhu udara. Oleh itu, penyejatan maksimum pada siang hari diperhatikan sekitar tengah hari dan dinyatakan dengan baik hanya pada musim panas. Dalam perjalanan tahunan penyejatan, maksimum jatuh pada bulan paling panas, minimum - pada paling sejuk. Dalam taburan geografi penyejatan dan penyejatan, yang bergantung terutamanya pada suhu dan rizab air, pengezonan diperhatikan (Rajah 37).

Di zon khatulistiwa, sejatan dan sejatan di atas lautan dan daratan adalah hampir sama dan berjumlah kira-kira 1000 mm setahun.

Di latitud tropika, nilai tahunan purata mereka adalah maksimum. Tetapi nilai penyejatan tertinggi - sehingga 3000 mm diperhatikan pada arus hangat, dan kadar penyejatan 3000 mm - di padang pasir tropika Sahara, Arab, Australia, dengan penyejatan sebenar kira-kira 100 mm.

Di latitud sederhana di atas benua Eurasia dan Amerika Utara, penyejatan adalah kurang dan beransur-ansur berkurangan dari selatan ke utara disebabkan suhu yang lebih rendah dan lebih dalam ke benua akibat penurunan rizab lembapan dalam tanah (di padang pasir sehingga 100 mm). Penyejatan di padang pasir, sebaliknya, adalah maksimum - sehingga 1500 mm / tahun.

Di latitud kutub, sejatan dan sejatan adalah rendah, 100–200 mm, dan adalah sama di atas ais laut Artik dan glasier darat.

Pemeluwapan dan pemejalwapan

Wap air hanya mempunyai sifat yang wujud, yang membezakannya dengan ketara daripada gas atmosfera lain: kandungan kuantitatifnya, atau kelembapan udara, bergantung pada suhu jisim udara. Kelembapan udara dicirikan oleh beberapa penunjuk.

Kelembapan mutlak - jumlah wap air dalam gram yang terkandung dalam 1 m 3 udara. Kelembapan mutlak meningkat dengan peningkatan suhu udara, kerana lebih panas jisim udara, lebih banyak wap yang boleh ditahan.

Kelembapan Relatif - nisbah dalam peratusan ketepuan sebenar kepada maksimum yang mungkin pada suhu tertentu. Apabila udara menyejuk, kelembapan mutlak berkurangan apabila kapasiti lembapannya berkurangan. Suhu di mana udara menjadi tepu dipanggil titik embun . Penyejukan udara selanjutnya membawa kepada pemeluwapan lembapan. Kelembapan relatif juga bergantung pada kelembapan mutlak.

Penyejatan Ia terdiri daripada peralihan air daripada fasa cecair atau pepejal kepada fasa gas dan dalam kemasukan wap air ke atmosfera.

Penyejatan - ini ialah penyejatan maksimum yang mungkin di bawah keadaan meteorologi tertentu, tidak terhad oleh rizab lembapan. Perkara yang sama berlaku untuk istilah "penyejatan berpotensi".

Kepentingan iklim dan, terutamanya, biofizikal penyejatan terletak pada fakta bahawa ia menunjukkan keupayaan pengeringan udara: semakin ia boleh menguap dengan rizab lembapan terhad dalam tanah, semakin ketara kegersangan. Di sesetengah tempat, ini membawa kepada kemunculan padang pasir, di tempat lain ia menyebabkan kemarau sementara, dan ketiga, di mana penyejatan diabaikan, keadaan berair dicipta.

Penyejatan dan penyejatan mencerminkan kedua-dua rejim pemendakan dan rejim haba. Nisbah input dan output kelembapan atmosfera dipanggil pelembapan atmosfera.

Pemeluwapan - peralihan wap kepada keadaan setitik-cecair.

Sublimasi – peralihan lembapan kepada keadaan pepejal (salji, ais).

Pemeluwapan memerlukan dua syarat berikut:

Menurunkan suhu udara ke takat embun;

Kehadiran nukleus pemeluwapan - badan mikroskopik di mana wap boleh mengendap.

Pemeluwapan dan pemejalwapan berlaku di permukaan Bumi dan objek tempatan dan di atmosfera bebas. Dalam kes pertama, terdapat embun atau fros. Di atas ais, salji atau di pasir padang pasir, lapisan kelembapan mengendap, yang mengambil bahagian dalam keseimbangan air mereka. Semasa pengedaran udara panas ke kawasan yang sejuk, mendapan cecair mengendap pada objek (dinding, batang, dll.), dan jika suhu di bawah 0 °, adalah pepejal.

awan. Klasifikasi awan.

Pemeluwapan dan pemejalwapan lembapan dalam atmosfera bebas menimbulkan awan. Titisan awan yang sangat kecil utama muncul pada nukleus pemeluwapan. Biasanya mereka membeku serta-merta dan menjadi nukleus untuk pertumbuhan selanjutnya titisan kedua-dua melalui pemeluwapan dan gabungan koagulasi-saling. Ini berlaku pada suhu 10-15° di bawah 0°C.

Dalam meteorologi moden, jenis awan berikut dibezakan:

1. Awan sirus berada pada ketinggian melebihi 6 km dan terdiri daripada kristal ais dan jarum: awan putih, nipis struktur berserabut, lutsinar, tanpa bayang-bayangnya sendiri. Jenis utama: filiform dan padat; pelbagai jenis. Mereka tidak memberikan titisan.

2. Awan Cirrocumulus terletak pada ketinggian di atas 6 km dan terdiri daripada kristal ais dan jarum: lapisan nipis putih atau rabung dalam bentuk gelombang kecil dan kepingan, tanpa bayang-bayangnya sendiri. Mereka dibahagikan kepada dua jenis: 1) beralun dan 2) kumulus. Mereka tidak memberikan titisan.

3. Awan Cirrostratus terletak pada ketinggian melebihi 6 km dan terdiri daripada hablur ais. Mereka kelihatan seperti tudung nipis homogen putih, kadang-kadang sedikit beralun; jangan kaburkan cakera suria atau bulan. Kerpasan tidak sampai ke tanah.

4. Altocumulus terletak pada ketinggian 2-6 km dan terdiri daripada titisan terkecil, selalunya supercooled: putih, kadang-kadang kelabu atau kebiruan dalam bentuk gelombang, timbunan, rabung, kepingan, di antara jurang langit biru kelihatan. Kadang-kadang mereka boleh bergabung. Jenis awan altocumulus: 1) beralun dan 2) kumulus. Hujan tidak turun.

5. Awan Altostratus tertumpu pada ketinggian 2-6 km dan terdiri daripada campuran kepingan salji dan titisan kecil: tudung seragam kelabu atau kebiruan sedikit beralun. Matahari dan bulan bersinar seperti melalui kaca beku. Biasanya mereka meliputi seluruh langit. Pada musim panas, hujan tidak sampai ke tanah, pada musim sejuk mereka memberikan salji. Jenis: 1) berkabus dan 2) beralun.

6. Awan Stratocumulus terletak pada ketinggian 2-6 km dan terdiri daripada titisan saiz seragam: rabung besar kelabu, ombak, timbunan atau plat; boleh dipisahkan dengan jurang atau bergabung menjadi penutup berterusan. Mereka berbeza daripada Altocumulus dengan ketinggian yang agak kecil, timbunan yang lebih besar dan ketumpatan yang lebih besar. Hujan ringan dan pendek jarang turun. Biasanya tiada hujan. Jenis awan stratocumulus: 1) beralun dan 2) kumulus.

7. Awan berlapis terletak di bawah 2 km, di bawah mereka boleh bergabung dengan kabus: lapisan kelabu yang membosankan, serupa dengan kabus, kadang-kadang terkoyak di bawah. Biasanya mereka meliputi seluruh langit, mereka juga boleh dalam bentuk jisim pecah. Jenis awan stratus: 1) berkabus, 2) beralun, 3) berlapis-lapis. Mungkin ada hujan renyai atau salji sekali-sekala.

8. Awan Nimbostratus terletak pada ketinggian di bawah 2 km, di bawah mereka boleh bergabung dengan kabus; terdiri daripada titisan besar di bahagian bawah dan yang kecil di bahagian atas: lapisan mendung kelabu gelap, seolah-olah, bercahaya malap dari dalam. Hujan lebat atau salji turun, kadangkala sekejap-sekejap. Tiada pandangan.

9. Awan kumulus adalah awan pembangunan menegak dan berada dalam peringkat bawah dan pertengahan sehingga 2-3 km; terdiri daripada titisan, sistemnya stabil, tanpa pemendakan. Awan tinggi tebal dengan kumulus putih dan puncak berkubah dan tapak rata kelabu atau biru. Mungkin dalam bentuk awan individu atau kelompok besar. Kerpasan biasanya tidak turun. Jenis awan kumulus: 1) rata, 2) sederhana, 3) kuat. Banyak jenis - fractocumulus, berbentuk menara, orografik, dll.

10. Cumulonimbus, atau awan petir terletak pada ketinggian sehingga 2 km dan terdiri daripada titisan di bahagian bawah dan kristal di bahagian atas: awan putih padat dengan asas gelap, kelihatan seperti landasan besar, gunung, dll. Jenis awan kumulonimbus (ribut petir): 1) botak, 2) berbulu. Hujan, hujan batu, disertai ribut petir

Purata kekeruhan tahunan untuk seluruh Bumi dianggarkan pada 5.4 mata, di atas daratan - 4.8 mata, di atas lautan - 5.8 mata. Tempat yang paling mendung adalah bahagian utara lautan Atlantik dan Pasifik, di mana kekeruhan melebihi 8 mata, yang paling tidak berawan adalah padang pasir, tidak lebih daripada 1 - 2 mata.

Kepentingan geografi awan ialah kerpasan turun daripadanya; ia memerangkap sebahagian daripada sinaran suria dan dengan itu menjejaskan rejim cahaya dan haba permukaan bumi, menghalang sinaran haba bumi, mewujudkan "kesan rumah hijau". Akhirnya, awan merumitkan kerja penerbangan, fotografi udara, dsb.

kerpasan

Air dalam keadaan cecair atau pepejal yang jatuh dari awan atau termendap dari udara di permukaan bumi dipanggil hujan.

Kerpasan dikelaskan mengikut keadaan fizikalnya. cecair(gerimis, hujan) dan padu(salji, groats, hujan batu) dan dengan sifat kejatuhan - hujan renyai-renyai, wajib dan ribut. Kerpasan atmosfera dibahagikan kepada dua kumpulan berikut: a) kerpasan daratan terbentuk secara langsung di atas tanah ( fros, fros); b) kerpasan turun dari awan ( hujan, salji, hujan batu, bubur jagung, hujan beku).

Sifat kerpasan juga berbeza dengan ketara.

Hujan renyai-renyai kerpasan ialah pemendakan yang turun dalam bentuk hujan renyai-renyai atau pejalnya (butiran salji, salji halus). Selalunya mereka berasal dari intramass.

Percuma Kerpasan - keamatan hujan yang berpanjangan, cukup seragam dalam bentuk hujan, salji atau gerimis, turun serentak di kawasan yang luas.

Air ribut Kerpasan ialah kerpasan yang berintensiti tinggi tetapi dalam tempoh yang singkat. Ia jatuh daripada awan kumulonimbus dalam bentuk cecair dan pepejal (hujan, hujan salji, dll.).

Pengagihan hujan di permukaan dunia adalah sangat tidak sekata dan haus zon watak. Bilangan mereka berkurangan dari khatulistiwa ke kutub, yang terutamanya disebabkan oleh suhu udara dan peredaran atmosfera. Selain itu, pelepasan dan arus laut juga memainkan peranan yang besar dalam taburan kerpasan. Jisim udara panas dan lembap, bertemu dengan pergunungan, naik di sepanjang cerunnya, menyejukkan dan memberi hujan yang banyak di kawasan kaki bukit. Ia adalah di cerun angin gunung yang kawasan paling basah di Bumi terletak.

Tolok hujan dan tolok hujan digunakan untuk mengukur jumlah kerpasan.

tolok hujan- ini adalah baldi logam silinder dengan luas keratan rentas 500 cm 2, 40 cm tinggi, yang dipasang pada tiang kayu pada ketinggian 2 m. Diafragma dimasukkan ke dalam baldi dari atas , yang tidak mengekalkan pemendakan dan menghalang penyejatannya. Baldi ditutup dengan perlindungan berbentuk kon khas (perlindungan Nifer). Mendakan yang terkumpul selama 12 jam dituangkan ke dalam gelas penyukat dengan pembahagian.

tolok hujan Sistem Tretyakov direka dengan cara yang sama seperti tolok hujan, tetapi dengan perbezaan perlindungannya terdiri daripada 16 plat berasingan, dan luas keratan rentas baldi ialah 200 cm 2.

Tekanan atmosfera

Berat udara menentukan tekanan atmosfera. belakang biasa tekanan atmosfera ialah tekanan udara di aras laut pada latitud 45° dan pada suhu 0°C. Dalam kes ini, atmosfera menekan setiap 1 cm2 permukaan bumi dengan daya 1.033 kg, dan jisim udara ini diimbangi oleh tiang merkuri setinggi 760 mm. Prinsip pengukuran tekanan adalah berdasarkan pergantungan ini. Ia diukur dalam milimeter (mm) merkuri (atau milibar (mb): 1 mb = 0.75 mm merkuri) dan dalam hektopascal (hPa) apabila 1 mm = 1 hPa.

Tekanan atmosfera diukur menggunakan barometer. Terdapat dua jenis barometer: merkuri dan logam (atau aneroid).

Merkuri - hlm Apabila tekanan berubah, ketinggian lajur merkuri juga berubah. Perubahan ini direkodkan oleh pemerhati pada skala yang dipasang di sebelah tiub kaca barometer.

logam barometer, atau aneroid, Apabila tekanan berubah, dinding kotak berayun dan menolak masuk atau keluar. Getaran ini dihantar oleh sistem tuas ke anak panah, yang bergerak sepanjang skala dengan pembahagian.

Tekanan atmosfera sentiasa berubah disebabkan oleh perubahan suhu dan pergerakan udara. Pada siang hari, ia naik dua kali (pagi dan petang), dua kali menurun (pada sebelah petang dan selepas tengah malam). Sepanjang tahun di benua, tekanan maksimum diperhatikan pada musim sejuk, apabila udara disejukkan dan dipadatkan, dan tekanan minimum diperhatikan pada musim panas.

Pengagihan tekanan atmosfera ke atas permukaan bumi mempunyai ciri zon yang jelas, yang disebabkan oleh pemanasan permukaan bumi yang tidak rata, dan, akibatnya, perubahan tekanan. Perubahan tekanan dijelaskan oleh pergerakan udara. Ia tinggi di mana terdapat lebih banyak udara, rendah di mana udara pergi. Pemanasan dari permukaan, udara bergegas ke atas dan tekanan pada permukaan hangat berkurangan. Tetapi pada ketinggian, udara menyejuk, mengembun, dan mula turun ke kawasan sejuk jiran, di mana tekanan meningkat. Oleh itu, pemanasan dan penyejukan udara dari permukaan Bumi disertai dengan pengagihan semula dan perubahan tekanan.

Angin dan asal usulnya

Udara sentiasa bergerak: ia naik - menaik pergerakan, jatuh menurun gerakan. Pergerakan udara masuk mendatar arah dipanggil oleh angin. Sebab berlakunya angin ialah taburan tekanan udara yang tidak sekata di permukaan Bumi, yang disebabkan oleh taburan suhu yang tidak sekata. Dalam kes ini, aliran udara bergerak dari tempat yang mempunyai tekanan tinggi ke sisi yang tekanannya kurang.

Angin dicirikan kelajuan, arah dan kekuatan.

Kelajuan angin diukur dalam meter sesaat (m/s), kilometer sejam (km/j), mata (pada skala Beaufort dari 0 hingga 12, pada masa ini sehingga 13 mata). Kelajuan angin bergantung pada perbezaan tekanan dan berkadar terus dengannya: semakin besar perbezaan tekanan (kecerunan barik mendatar), semakin besar kelajuan angin.

Arah angin ditentukan oleh sisi ufuk dari mana angin bertiup. Untuk penetapannya, lapan arah utama (rhumbs) digunakan: N, NW, W, SW, S, SE, B, NE. Arah bergantung pada taburan tekanan dan pada kesan pesongan putaran Bumi.

Paksa angin bergantung pada kelajuannya dan menunjukkan tekanan dinamik yang dikenakan oleh aliran udara pada mana-mana permukaan. Kekuatan angin diukur dalam kilogram per meter persegi (kg/m2).

Angin sangat pelbagai dari segi asal, sifat dan kepentingan. Jadi, di latitud sederhana, di mana pengangkutan barat mendominasi, angin berlaku Barat arah (NW, W, SW). Di kawasan kutub, angin bertiup dari kutub ke zon tekanan rendah latitud sederhana. Zon angin yang paling luas di dunia terletak di latitud tropika, di mana angin perdagangan bertiup.

angin perdagangan- angin kekal latitud tropika. Mereka terbentuk kerana di zon khatulistiwa, udara panas naik, dan udara tropika datang di tempatnya dari utara dan selatan.

angin sepoi-sepoi- angin tempatan yang bertiup dari laut ke darat pada waktu siang, dan dari darat ke laut pada waktu malam. Dalam hal ini, bezakan hari dan malam angin sepoi-sepoi. Hari Angin (laut) terhasil apabila daratan lebih cepat panas daripada laut pada waktu siang, dan tekanan yang lebih rendah dibuat ke atasnya. Pada masa ini, di atas laut (lebih sejuk), tekanan lebih tinggi dan udara mula bergerak dari laut ke darat. Malam(pantai) angin bertiup dari darat ke laut, kerana pada masa ini daratan lebih cepat sejuk daripada laut, dan tekanan berkurangan berada di atas permukaan air - udara bergerak dari pantai ke laut.

tengkujuh- ini adalah angin yang serupa dengan bayu, tetapi mengubah arahnya bergantung pada musim dan meliputi kawasan yang luas. Pada musim sejuk mereka bertiup dari darat ke laut, pada musim panas - dari laut ke darat. Pada musim sejuk, tanah besar lebih sejuk dan, oleh itu, tekanan ke atasnya lebih tinggi. Pada musim panas, sebaliknya, tanah itu hangat dan tekanan ke atasnya lebih rendah. Dengan perubahan monsun, cuaca musim sejuk yang kering dan mendung bertukar kepada cuaca musim panas yang hujan. luar tropika monsun - monsun di latitud sederhana dan kutub. tropika monsun - monsun di latitud tropika.

Föhn adalah angin panas, kadang-kadang panas, kering bertiup ke pergunungan dengan kekuatan yang besar. Biasanya ia berlangsung kurang dari sehari, kurang kerap sehingga seminggu. Foehn paling tipikal berlaku apabila arus udara peredaran umum atmosfera melintasi banjaran gunung. Foehn kerap terdapat di pergunungan Asia Tengah, di Pergunungan Rocky, dll. Di setiap negara, angin ini mempunyai nama tersendiri. Pada awal musim bunga, foehn boleh menyebabkan pencairan salji yang cepat di pergunungan dan banjir besar sungai. Pengering rambut musim panas kadangkala membawa kepada kematian kebun dan ladang anggur.

Bora- angin ribut dan sangat sejuk bertiup melalui laluan pergunungan rendah terutamanya pada bahagian sejuk tahun ini. Di Novorossiysk, ia dipanggil timur laut, di Semenanjung Apsheron - norma , di Baikal - sarma , di Lembah Rhone - mistral. Boron bertiup dari satu hari hingga seminggu. Bora terbentuk pada kontras termodinamik yang besar pada kedua-dua belah banjaran gunung rendah. Bora menyebabkan kemusnahan besar kepada bandar dan pelabuhan.

jisim udara

jisim udara- memisahkan isipadu udara yang besar yang mempunyai sifat umum tertentu (suhu, kelembapan, ketelusan, dll.) dan bergerak secara keseluruhan. Terdapat jenis jisim udara utama (zonal) yang terbentuk dalam tali pinggang dengan tekanan atmosfera yang berbeza: arktik (antartik), sederhana (kutub), tropika dan khatulistiwa. Jisim udara zon dibahagikan kepada maritim dan benua - bergantung pada sifat permukaan asas di kawasan pembentukannya.

Artik udara terbentuk di atas Lautan Artik, dan pada musim sejuk juga di utara Eurasia dan Amerika Utara. Udara dicirikan oleh suhu rendah, kandungan lembapan rendah, penglihatan yang baik dan kestabilan. Pencerobohannya ke latitud sederhana menyebabkan penyejukan yang ketara dan tajam dan menentukan cuaca yang cerah dan sedikit mendung.

Sederhana udara (kutub). Ini adalah udara latitud sederhana. Ia juga mempunyai dua subjenis. Pada musim sejuk ia sangat sejuk dan stabil, cuaca biasanya cerah dengan fros keras. Pada musim panas, ia menjadi sangat hangat, arus menaik timbul di dalamnya, awan terbentuk, sering hujan, ribut petir diperhatikan. Udara sederhana menembusi ke dalam kutub, serta latitud subtropika dan tropika.

Tropika udara terbentuk di latitud tropika dan subtropika, dan pada musim panas - di kawasan benua di selatan latitud sederhana. Terdapat dua subjenis udara tropika. Ia terbentuk di kawasan air tropika (zon tropika lautan), dicirikan oleh suhu dan kelembapan yang tinggi. Udara tropika menembusi ke latitud sederhana dan khatulistiwa.

Khatulistiwa udara terbentuk di zon khatulistiwa daripada udara tropika yang dibawa oleh angin perdagangan. Ia dicirikan oleh suhu tinggi dan kelembapan yang tinggi sepanjang tahun. Di samping itu, kualiti ini dipelihara di darat dan di atas laut, oleh itu, udara khatulistiwa tidak dibahagikan kepada subtipe marin dan benua.

Jisim udara sentiasa bergerak. Selain itu, jika jisim udara bergerak ke latitud yang lebih tinggi atau ke permukaan yang lebih sejuk, ia dipanggil hangat kerana mereka membawa kehangatan. Jisim udara yang bergerak ke latitud yang lebih rendah atau permukaan yang lebih panas dipanggil sejuk. Mereka membawa kesejukan.

bahagian hadapan atmosfera

hadapan atmosfera dipanggil pembahagian antara jisim udara dengan sifat fizikal yang berbeza. Persilangan bahagian hadapan dengan permukaan bumi dipanggil barisan hadapan. Di hadapan, semua sifat jisim udara - suhu, arah dan kelajuan angin, kelembapan, kekeruhan, pemendakan - berubah secara mendadak. Laluan bahagian hadapan melalui tempat pemerhatian disertai dengan perubahan cuaca yang lebih kurang mendadak.

Terdapat bahagian hadapan yang berkaitan dengan taufan, dan iklim bahagian hadapan. Dalam siklon, bahagian hadapan terbentuk apabila udara hangat dan sejuk bertemu, dan bahagian atas sistem hadapan, sebagai peraturan, terletak di tengah-tengah siklon. Udara sejuk bertemu udara hangat sentiasa berakhir di bahagian bawah. Ia bocor di bawah panas, cuba menolaknya. Udara panas, sebaliknya, mengalir ke udara sejuk dan jika ia menolaknya, maka ia sendiri naik di sepanjang satah antara muka. Bergantung pada udara mana yang lebih aktif, ke arah mana bahagian depan bergerak, ia dipanggil hangat atau sejuk.

hangat Bahagian hadapan bergerak ke arah udara sejuk dan bermaksud permulaan udara hangat. Ia perlahan-lahan menolak udara sejuk keluar. Menjadi lebih ringan, ia mengalir ke baji udara sejuk, perlahan-lahan naik di sepanjang antara muka. Dalam kes ini, zon awan yang luas terbentuk di hadapan bahagian hadapan, dari mana hujan lebat turun. Penggantian udara sejuk secara beransur-ansur dengan udara hangat membawa kepada penurunan tekanan dan peningkatan angin. Selepas laluan depan, perubahan mendadak dalam cuaca diperhatikan: suhu udara meningkat, angin mengubah arah kira-kira 90 ° dan menjadi lemah, penglihatan bertambah buruk, kabus terbentuk, dan hujan renyai-renyai mungkin turun.

Sejuk Bahagian hadapan bergerak ke arah udara yang lebih panas. Dalam kes ini, udara sejuk - sebagai lebih padat dan lebih berat - bergerak di sepanjang permukaan bumi dalam bentuk baji, bergerak lebih cepat daripada udara panas dan, seolah-olah, mengangkat udara hangat di hadapannya, menolaknya dengan kuat. Awan kumulonimbus besar terbentuk di atas garisan hadapan dan di hadapannya, dari mana hujan lebat turun, ribut petir timbul, dan angin kencang diperhatikan. Selepas laluan depan, hujan dan kekeruhan berkurangan dengan ketara, angin mengubah arah kira-kira 90 ° dan agak lemah, suhu menurun, kelembapan udara berkurangan, ketelusan dan keterlihatannya meningkat; tekanan semakin meningkat.

iklim hadapan - hadapan skala global, yang merupakan bahagian antara jenis utama (zon) jisim udara. Terdapat lima bahagian hadapan: artik, Antartika, dua sederhana(polar) dan tropika.

Artik(Antartika) hadapan memisahkan udara Artik (Antartika) daripada udara latitud sederhana, dua sederhana hadapan (kutub) memisahkan udara sederhana daripada udara tropika. Tropika Bentuk hadapan di mana udara tropika dan khatulistiwa bertemu, berbeza dalam kelembapan berbanding suhu. Semua bahagian hadapan, bersama-sama dengan sempadan tali pinggang, beralih ke arah kutub pada musim panas dan ke arah khatulistiwa pada musim sejuk. Selalunya mereka membentuk cawangan berasingan, merebak dalam jarak jauh dari zon iklim. Bahagian hadapan tropika sentiasa berada di hemisfera di mana ia adalah musim panas.

Siklon dan antisiklon

Di troposfera, pusaran pelbagai saiz sentiasa timbul, berkembang dan hilang - dari kecil kepada siklon gergasi dan antisiklon.

taufan adalah kawasan tekanan rendah di tengah. Oleh itu, udara dalam siklon bergerak dalam lingkaran dari pinggir (dari kawasan tekanan tinggi) ke pusat (ke kawasan tekanan rendah) dan kemudian naik ke atas, membentuk menaik mengalir. Dalam siklon, udara bergerak di sepanjang laluan melengkung dan diarahkan lawan jam di Hemisfera Utara dan mengikut arah jam di Hemisfera Selatan. Siklon dikaitkan dengan kawasan awan yang luas dan kerpasan, perubahan suhu yang ketara, dan angin kencang. Walau bagaimanapun, siklon juga diketahui wujud sepanjang tahun di kawasan tekanan rendah yang berterusan: bahasa Iceland siklon (minimum), terletak di Atlantik Utara di kawasan kira-kira. Iceland, dan Aleutian siklon (minimum) di Kepulauan Aleutian di Pasifik Utara.

Sebagai tambahan kepada latitud sederhana, siklon diperhatikan di zon tropika. tropika siklon berlaku hanya di atas laut, antara 10-15°U. dan y.sh. Apabila bergerak ke darat, mereka cepat pudar. Ini adalah, sebagai peraturan, siklon kecil, diameternya kira-kira 250 km, tetapi dengan tekanan yang sangat rendah di tengah. Di dunia, secara purata, lebih daripada 70 kes siklon tropika direkodkan setiap tahun. Mereka paling terkenal di Antilles, di luar pantai tenggara Asia, di Laut Arab, Teluk Benggala, timur kira-kira. Madagascar. Di kawasan yang berbeza mereka mempunyai nama tempatan ( taufan- di Lautan Hindi; Taufan- di Amerika Utara dan Tengah; taufan di Asia Timur). Siklon sangat tipikal untuk wilayah Eropah, di mana mereka bergerak dari Atlantik ke timur dan wujud sehingga 5-7 hari, i.e. sehingga suasana mendatar

Antisiklon adalah kawasan dengan tekanan yang meningkat di tengah. Disebabkan ini, pergerakan udara dalam antisiklon diarahkan dari pusat (dari kawasan tekanan tinggi) ke pinggir (di kawasan tekanan rendah). Di tengah-tengah antisiklon, udara turun, membentuk aliran menurun, dan merebak ke semua arah, i.e. dari tengah ke pinggir. Pada masa yang sama, ia juga berputar, tetapi arah putaran adalah bertentangan dengan siklon - ia berlaku mengikut arah jam di Hemisfera Utara dan lawan jam di Hemisfera Selatan. Antisiklon di latitud sederhana paling kerap mengikuti siklon, selalunya ia mengambil keadaan sedentari (pegun) dan juga wujud sehingga tekanan menyamai (6-9 hari). Disebabkan pergerakan ke bawah dalam antisiklon, udara tidak tepu dengan kelembapan, pembentukan awan tidak berlaku, dan cuaca mendung dan kering berlaku dengan angin ringan dan tenang. Selain latitud sederhana, antisiklon adalah yang paling biasa di latitud subtropika - di zon tekanan tinggi. Di sini, ini adalah pusaran atmosfera berterusan yang wujud sepanjang tahun (kawasan tekanan tinggi): Atlantik Utara(Azores) anticyclone (maksimum) di kawasan Azores dan Atlantik Selatan antisiklon; Pasifik Utara(Canarian) antisiklon di kawasan Kepulauan Canary di Lautan Pasifik dan Selatan Pasifik; India antisiklon (maksimum) di Lautan Hindi. Seperti yang anda lihat, semuanya terletak di atas lautan. Satu-satunya antisiklon yang berkuasa di atas daratan berlaku pada musim sejuk di Asia dengan pusat di atas Mongolia - Asiatik(Siberia) antisiklon. Saiz siklon dan antisiklon adalah setanding: diameternya boleh mencapai 3-4 ribu km, dan ketinggiannya boleh mencapai maksimum 18-20 km, i.e. ia adalah vorteks rata dengan paksi pusingan condong yang kuat. Mereka biasanya bergerak dari barat ke timur pada kelajuan 20-40 km / j (kecuali yang tidak bergerak).

Cuaca

Keadaan atmosfera di kawasan tertentu pada masa tertentu dipanggil cuaca. Cuaca dicirikan oleh unsur dan fenomena. elemen cuaca: suhu udara, kelembapan, tekanan. Kepada fenomena termasuk: angin, awan, hujan. Kadangkala fenomena cuaca adalah luar biasa, malah malapetaka, contohnya, taufan, ribut petir, hujan lebat, kemarau.

Cuaca boleh berubah-ubah. Sebab utama adalah perubahan dalam jumlah haba suria yang diterima pada siang hari dan sepanjang tahun, pergerakan jisim udara, bahagian hadapan atmosfera, siklon dan antisiklon. Perubahan cuaca yang lebih jelas dan stabil pada siang hari dinyatakan dalam latitud khatulistiwa. Pada waktu pagi - cuaca cerah, cerah, dan pada sebelah petang hujan turun. Pada waktu petang dan pada waktu malam semula jelas dan tenang. Di latitud sederhana, perubahan tetap dalam cuaca pada siang hari, disebabkan oleh kemasukan haba suria, sering terganggu oleh perubahan jisim udara, laluan vorteks atmosfera dan bahagian hadapan.

pemerhatian cuaca. Terdapat World Weather Watch (WWW) yang menyatukan Perkhidmatan Cuaca Kebangsaan. Ia mempunyai tiga pusat dunia: Moscow, Washington dan Melbourne. Di wilayah negeri, pemerhatian sistematik cuaca dalam sistem perkhidmatan cuaca dijalankan meteorologi stesen. Stesen meteorologi adalah tapak di mana pelbagai pemasangan dan instrumen terletak dalam susunan tertentu, terdapat

premis untuk pekerja. Stesen meteorologi menjalankan pemerhatian cuaca lapan kali sehari pada 00, 03, 06. . . . . .21 jam untuk semua instrumen dan mengikut satu program untuk semua stesen di dunia. Hasil pemerhatian disulitkan menggunakan kod sinoptik antarabangsa khas dan dihantar ke pejabat pusat perkhidmatan cuaca. Pada masa yang sama, semua hasil cerapan cuaca disimpan di stesen itu sendiri dan di kawasan yang diberikan. Mempelajari mereka oleh pakar membolehkan bukan sahaja untuk mencirikan sepenuhnya dan tepat cuaca di titik pemerhatian, tetapi juga untuk memberi amaran kepada penduduk tentang fenomena berbahaya - banjir, taufan, dll.

Mengikut hasil pemerhatian di pusat hidrometeorologi, peta sinoptik disusun setiap 3 atau 6 jam. peta sinoptik- peta geografi di mana hasil cerapan meteorologi di rangkaian stesen pada masa tertentu diplot dengan nombor dan simbol. Analisis keadaan peta semasa membolehkan anda membuat ramalan cuaca. Ramalan cuaca- merangka andaian berasaskan saintifik tentang keadaan cuaca pada masa hadapan. Ia juga membolehkan anda menentukan kemungkinan sebarang fenomena semula jadi yang berbahaya. Ramalan cuaca boleh menjadi jangka pendek (12-24 jam) dan jangka panjang (selama satu dekad, sebulan, semusim).

Cuaca memainkan peranan penting dalam kehidupan manusia. Dalam aktiviti ekonomi, ia bertindak sebagai komponen sebenar kitaran pengeluaran pengangkutan udara, air, kereta api dan jalan raya. Kakitangan armada sungai dan laut, pelabuhan dan lapangan terbang tidak boleh mengabaikan cuaca dan ramalan cuaca. Rehat seseorang, penggunaan masa lapang yang berkesan dan menarik, dan akhirnya, keadaan kesihatannya secara langsung bergantung pada cuaca, dan ramalan cuaca membantu untuk mengambil langkah yang sesuai terlebih dahulu, untuk menggunakan masa lapang dengan lebih cekap. Cuaca menentukan terlebih dahulu perbelanjaan sumber tenaga, sifat dan julat keluaran barangan pengguna, dan banyak lagi.

iklim

iklim- rejim cuaca jangka panjang, ciri mana-mana kawasan, yang telah dikekalkan dengan sedikit turun naik selama berabad-abad. Ia menunjukkan dirinya dalam perubahan biasa semua cuaca yang diperhatikan di kawasan itu. Seperti cuaca, iklim bergantung kepada jumlah sinaran suria (pada latitud), pada pergerakan jisim udara, hadapan atmosfera, siklon dan antisiklon (pada peredaran atmosfera), pada sifat dan bentuk permukaan bumi. Penunjuk iklim utama: suhu udara (purata tahunan, Januari dan Julai), arah angin yang berlaku, jumlah tahunan dan corak pemendakan. Peta geografi di mana penunjuk iklim diplot dipanggil iklim.

faktor pembentuk iklim. Terdapat tiga faktor pembentuk iklim utama dan faktor yang mempengaruhi iklim. Utama faktor adalah faktor yang menentukan iklim di mana-mana di dunia. Ini termasuk: sinaran suria, peredaran atmosfera dan rupa bumi.

Sinaran suria merupakan faktor yang menentukan aliran tenaga suria ke bahagian tertentu permukaan bumi.

Peredaran atmosfera merupakan faktor yang menentukan pergerakan jisim udara secara menegak dan sepanjang permukaan bumi.

Pelepasan adalah faktor yang secara kualitatif mengubah pengaruh dua faktor pembentuk iklim pertama.

Sebagai tambahan kepada yang utama, terdapat faktor yang memberi kesan yang ketara terhadap iklim di kawasan tertentu (selalunya luas). Khususnya, pengagihan darat dan laut dan keterpencilan wilayah dari laut dan lautan. Daratan dan laut menjadi panas dan menyejukkan secara berbeza. Jisim udara marin berbeza dengan ketara daripada yang benua, tetapi apabila ia bergerak lebih dalam ke dalam benua, ia mengubah sifatnya. Oleh itu, pada latitud yang sama, terdapat perbezaan ketara dalam taburan suhu dan kerpasan.

Nautika, atau lautan, iklim ialah iklim lautan, pulau dan bahagian pantai barat atau timur benua. Ia terbentuk pada frekuensi tinggi jisim udara marin dan dicirikan oleh amplitud suhu udara tahunan yang kecil (≈10°C di atas lautan) dan harian (1-2°C) serta jumlah kerpasan yang banyak.

benua- iklim tanah besar, dengan jumlah pemendakan yang kecil, musim panas yang tinggi dan suhu udara musim sejuk yang rendah, amplitud tahunan dan harian yang besar.

Iklim sangat dipengaruhi arus laut. Mereka membawa haba (atau sejuk) dari satu latitud ke latitud yang lain, memanaskan atau menyejukkan jisim udara yang terletak di atasnya. Jisim udara, memperoleh hartanah baru di bawah pengaruh arus, datang ke tanah besar sudah berubah dan menyebabkan di pantai cuaca yang berbeza yang bukan ciri latitud ini. Oleh itu, iklim pantai yang dibasuh oleh arus hangat biasanya lebih panas dan lebih lembut daripada di benua. Arus sejuk, di samping itu, meningkatkan kekeringan iklim, mereka menyejukkan lapisan bawah udara di bahagian pantai, yang menghalang pembentukan awan dan hujan.

Iklim, seperti semua kuantiti meteorologi, dizonkan. Terdapat 7 zon iklim utama dan 6 zon iklim peralihan. Yang utama ialah: khatulistiwa, dua subequatorial (di hemisfera utara dan selatan), dua tropika, dua sederhana dan dua kutub. Nama-nama zon peralihan berkait rapat dengan nama-nama zon iklim utama dan mencirikan lokasi mereka di Bumi: dua subequatorial, subtropika dan subpolar (subarctic dan subantarctic). Pengenalpastian zon iklim adalah berdasarkan zon terma dan jenis jisim udara yang lazim dan pergerakannya. Dalam tali pinggang utama, satu jenis jisim udara menguasai sepanjang tahun, dan dalam jenis peralihan jisim udara pada musim sejuk dan musim panas mereka berubah disebabkan oleh perubahan musim dan anjakan zon tekanan atmosfera.

Siklon dan antisiklon

Lapisan bawah atmosfera sangat mudah alih. Mereka sentiasa menggerakkan jisim udara individu. Bentuk pergerakan mereka selalunya pusaran: daripada angin puyuh kecil, diperhatikan sebelum ribut petir, kepada ruang yang besar dan menarik dalam ratusan 11p ribu, dan kadangkala berjuta-juta kilometer persegi. Rnkhri ini dipanggil siklon dan antisiklon.

Siklon difahami sebagai angin puyuh besar di lapisan bawah at-

sfera dengan tekanan atmosfera rendah di tengah.

angin puyuh ialah perubahan arah angin yang berterusan:

di hemisfera utara - lawan jam, di selatan - tetapi

"burung hantu. -

Pusaran sedemikian terbentuk pada titik pertemuan udara panas dan sejuk, di bahagian yang dipanggil klimatologi. untuk zon sederhana - di hadapan artik dan hadapan latitud sederhana; untuk kawasan tropika - di hadapan tropika. Siklon latitud ekstratropika. Kajian Cyclopocs po.shopp mendedahkan beberapa ciri mereka.

1. Siklon ialah angin puyuh udara yang besar dengan paksi kecenderungan kecil (1-2°), menduduki ruang setinggi 8-9 km dengan diameter 1 hingga 3 ribu km. Kecondongan sedikit paksi vorteks membezakan siklon daripada pusaran kecil, yang mempunyai sudut kecondongan yang lebih besar dan terbentuk akibat pemanasan permukaan Bumi yang tidak sekata.

2. Angin puyuh terbentuk akibat pertemuan dua jisim udara dengan suhu yang berbeza dan kesan daya pesongan: putaran Bumi pada arahnya semasa pergerakan.

3. Dalam pusaran, udara naik dan merebak ke sisi, oleh itu, kawasan tekanan atmosfera rendah terbentuk di tengah pusaran.

4. Kenaikan dan penyebaran udara dari siklon difasilitasi oleh aliran jet, yang membawa udara jauh melepasi siklon tanah.

5. Penaiktarafan dalam siklon menyediakan pembentukan awan dan kerpasan.

6. Dua bahagian hadapan dinyatakan dengan baik dalam siklon: hangat dan sejuk, di mana perubahan mendadak dalam cuaca diperhatikan. Biasanya siklon membawa cuaca buruk: pada musim sejuk - salji dan ribut salji, pada musim panas - hujan dan ribut petir.

Kemunculan dan perkembangan siklon. Terdapat banyak teori yang menerangkan pembentukan siklon. Mari kita berkenalan dengan teori gelombang, sebagai yang paling biasa. Udara panas dan sejuk, mempunyai ketumpatan yang berbeza, bergerak ke arah yang bertentangan di sepanjang permukaan Bumi dan membentuk gelombang pada antara muka.

Dengan kelengkungan gelombang permukaan hadapan dan garis hadapan, aliran udara pada kedua-dua belah hadapan adalah sama melengkung. Sisihan aliran dari arah awalnya membawa kepada pemadatan dan jarang udara berhampiran bahagian hadapan yang berbeza. Di mana udara panas menyerang udara sejuk (puncak gelombang), penurunan tekanan diperhatikan, yang membawa kepada pembentukan pusat siklon. Di bahagian TS ombak, di mana udara sejuk menyimpang ke arah teplin (dasar gelombang), pemadatan udara dan peningkatan tekanan diperhatikan, akibatnya tekanan tinggi memacu dan kadangkala antisiklon bebas terbentuk dalam selang antara cyclin . Mengurangkan tekanan pada rabung bo.hai menyumbang kepada pencerobohan udara panas ke dalam kawasan udara sejuk, dan, sebaliknya, kepada peningkatan tekanan di pangkalan dalam<ип способствуют холодные вторжения в "область теплой воздушно массы.

nasi. 37. Purata nilai tahunan sejatan dari permukaan dasar (mm/tahun)

Di zon khatulistiwa, sejatan dan sejatan di atas lautan dan daratan adalah hampir sama dan berjumlah kira-kira 1000 mm setahun.

Di latitud kutub, sejatan dan sejatan adalah rendah, 100–200 mm, dan adalah sama di atas ais laut Artik dan glasier darat.