Millistel laiuskraadidel on püsivalt kõrge atmosfäärirõhk. Atmosfääri rõhk. Tsüklonite ja antitsüklonite tuuled

Pea meeles

• Kas sa suudad õhku kaaluda? Kuidas muutub õhu kaal selle kuumutamisel ja jahutamisel? Miks tuleb päikesest soojust maa pind jaotatud vastavalt geograafilisele laiuskraadile?

Miks atmosfäär surub maapinnale. Maa tõmbab ligi kõik sellel olevad objektid: taimed, jõgede, järvede ja ookeanide vesi, aga ka atmosfääriõhk. Erineva jõuga atraktiivsed kehad suruvad maapinnale.

Atmosfääri rõhk on jõud, millega õhk surub maapinda ja kõiki sellel asuvaid objekte.

Igaühele ruutsentimeetrit Atmosfäär surub pinnale jõuga 1 kg 33 g Inimene, nagu ka teised elusorganismid, on selle rõhuga kohanenud. Me ei tunne seda, kuna seda tasakaalustab keha sees eksisteeriv surve.

Kuidas mõõdetakse atmosfäärirõhku.Õhurõhku mõõdetakse spetsiaalse seadmega - baromeetriga. Baromeetrite seade võib olla erinev (joonis 97). Kõige täpsemad baromeetrid on elavhõbe. Nendes määrab atmosfäärirõhu elavhõbedasamba kõrgus (mm). Seetõttu on atmosfäärirõhu kõige levinum mõõtühik millimeeter. elavhõbedasammas(mmHg).

Riis. 97. Aneroidbaromeeter

Kuidas ja miks rõhk muutub.Õhurõhk maapinna erinevatel osadel ei ole sama. Esiteks sõltub see maastiku absoluutsest kõrgusest. Mida kõrgemal merepinnast territoorium asub, seda madalam on rõhk (joonis 98), kuna pinnale suruv õhusammas väheneb. Iga 10,5 m tõusu kohta väheneb rõhk troposfääris 1 mm Hg võrra. Art.

Riis. 98. Õhurõhu muutus kõrgusega

Määrake mäe suhteline kõrgus, kui rõhk selle jalamil on 750 mm Hg. Art., Ja ülaosas - 744 mm Hg. Art.

Suvel soojeneb maa kiiresti ja selle kohale tekib madalrõhkkond. Ookeanis soojeneb vesi aeglasemalt. Õhk selle kohal on suvel külmem kui maismaa kohal ja rõhk on kõrgem. Talvel maa jahtub kiiresti ja selle kohal tekib kõrgrõhkkond. Ookean eraldab aeglaselt soojust. Üle selle talvel rohkem soojustõhk ja madalam rõhk.

Troposfääri ülemistes kihtides ja veelgi enam stratosfääris on rõhk nii madal, et inimene ei saa seal viibida. Juba 3000 m kõrgusel merepinnast tunnevad inimesed end halvasti.

Teiseks, isegi samas kohas muutub õhurõhk pidevalt õhutemperatuuri muutudes. Kuumutamisel õhk paisub, muutub kergemaks ja surub vastu pinda väiksema jõuga. Jahtudes see tõmbub kokku, muutub raskemaks ja rõhk tõuseb.

Kolmandaks mõjutab rõhu jaotumist maapinna olemus. Selle erinevad osad: maa või ookean, mets või kõrb - soojendavad ja jahutavad erineval viisil. Seetõttu on samal ajal rõhk nende kohal erinev (joonis 99).

Riis. 99. Maa ja ookeani soojendamine ja jahutamine

Surve jaotus Maa pinnal. Nagu te juba teate, langeb õhutemperatuur ekvaatorilt poolustele. Ekvaatori lähedal õhk soojeneb, paisub ja tõuseb. Seetõttu moodustub madal rõhk. Ümber pooluste tõttu madalad temperatuuridõhk on raske. See langeb ja rõhk tõuseb kõrgeks (joonis 100).

Riis. 100. Atmosfäärirõhk: a - ekvatoriaalsetel laiuskraadidel; b - arktilistel laiuskraadidel

Küsimused ja ülesanded

1. Kus on õhurõhk suurem – merepinnal, kaevanduse sügavuses või mäe otsas?
2. Kuidas sõltub rõhk õhutemperatuurist?
3. Kuidas muutub rõhk maismaal ja ookeanis suvel ja talvel?
4. Miks on atmosfäärirõhk piki ekvaatorit madalam ja poolustel kõrgem?

LOENG 7

Atmosfäärirõhu seadused. Baarikeskused, nende teke ja mõju atmosfääri protsessidele. Atmosfääri üldine tsirkulatsioon. Tuuled: püsivad, muutlikud ja kohalikud. Tsüklonid. Antitsüklonid. Õhumassid, nende omadused ja jaotus. atmosfääri frondid.

Atmosfääris tekivad erineva ulatusega õhuvoolud. Nad võivad katta kõik Maa, ja kõrguselt - troposfäär ja alumine stratosfäär või mõjutavad ainult piiratud ala territooriumist. Õhuvoolud tagavad soojuse ja niiskuse ümberjaotumise madalate ja kõrgete laiuskraadide vahel ning kannavad niiskuse sügavale mandrile. Levikuala järgi eristatakse üldise atmosfääriringluse (GCA) tuuli, tsüklonite ja antitsüklonite tuuli ning kohalikke tuuli. Tuulte tekke peamiseks põhjuseks on rõhu ebaühtlane jaotus planeedi pinnal.

Surve. Atmosfäär avaldab maapinnale survet. Surve igale cm 2 pinnale merepinnal on 1033,3 g. normaalne atmosfäärirõhk - 1 cm 2 ristlõikega atmosfäärisamba kaal ookeani tasemel 0 0 C juures 45 0 laiuskraadil, seda tasakaalustab 760 mm elavhõbedasammas. Normaalne atmosfäärirõhk on 760 mm Hg või 1013,25 mb. Rõhku SI-s mõõdetakse paskalites (Pa): 1 mb=100Pa. Normaalne atmosfäärirõhk on 1013,25 hPa. Madalaim rõhk, mida Maal kunagi täheldatud (merepinnal), 914 mb (686 mm); kõrgeim on 1067,1 mb (801 mm).

Rõhk väheneb kõrgusega, kuna atmosfääri katva kihi paksus väheneb. Vahemaa meetrites, mis peab tõusma või langema, et õhurõhk muutuks 1 mb võrra, nimetatakse rõhu staadium . Baarisamm 0–1 km kõrgusel on 10,5 m. 1–2 km – 11,9 m; 2-3 km kõrgusel - 13,5 m Baariastme väärtus sõltub temperatuurist: temperatuuri tõusuga suureneb see 0,4%. Soojas õhus on baarisamm suurem, seetõttu on kõrgetes kihtides atmosfääri soojades piirkondades suurem rõhk kui külmades. Baarisammu pöördväärtus. helistas vertikaalne baric gradient , see on rõhu muutus vahemaaühiku kohta (100 m võetakse vahemaaühikuks).

Rõhk muutub õhu liikumise tagajärjel - selle väljavool ühest kohast ja sissevool teise. Õhu liikumine on tingitud õhu tiheduse (g / cm 3) muutumisest, mis tuleneb aluspinna ebaühtlasest kuumenemisest. Võrdselt kuumutatud pinna kohal kõrgusega õhukihis langeb rõhk ühtlaselt ja isobaarsed pinnad - läbi sama rõhuga punktide tõmmatud pinnad - on üksteise ja aluspinnaga paralleelsed. Suurenenud rõhu piirkonnas on isobaarilised pinnad kumerad ülespoole, alandatud rõhuga piirkondades allapoole. Maapinnal näidatakse rõhku kasutades isobar Võrdse rõhuga punkte ühendavad jooned. Atmosfäärirõhu jaotust ookeani tasemel, mis on kujutatud isobaaride abil, nimetatakse bariline reljeef.

Atmosfääri rõhku maapinnal, selle jaotumist ruumis ja muutumist ajas nimetatakse barikaväli . Kõrg- ja madalrõhualasid, milleks baariväli on jagatud, nimetatakse survesüsteemid .

Suletud baarisüsteemide hulka kuuluvad baric maksimumid (suletud isobaaride süsteem, mille keskel on suurenenud rõhk) ja miinimumid (suletud isobaaride süsteem, mille keskel on alandatud rõhk), avatud baarilised süsteemid hõlmavad baariharja (riba kõrge vererõhk baric maksimumist välja sees vähendatud rõhk), küna (madala rõhu riba barilisest miinimumist kõrgendatud rõhuvälja sees) ja sadul (avatud isobaaride süsteem kahe baarilise maksimumi ja kahe miinimumi vahel). Kirjanduses on mõiste "baariline depressioon" - madalrõhuvöö, mille sees võivad olla suletud baarimiinimumid.

Surve maapinnale jaotub tsooniliselt. peal ekvaator aasta jooksul on madalrõhuvöö - ekvatoriaalne depressioon. Juulis liigub see põhjapoolkerale 15-20 0 N, detsembris - lõuna poole, kell 5 0 S. AT troopilised laiuskraadid(35 0 ja 20 0 vahel mõlemal poolkeral) on aasta jooksul rõhk suurenenud ( troopilised või subtroopilised barika kõrgpunktid), talvel on ookeanide ja maismaa kohal pidev kõrgrõhuvöönd (Assoorid ja Hawaii - SP; Atlandi ookeani lõunaosa, Vaikse ookeani lõunaosa ja India lõunaosa - 1022), suvel püsib kõrgendatud rõhk ainult ookeanide kohal, maismaa kohal. rõhk väheneb, on termiline depressioon (Irano-Tara miinimum - 994 mb). AT parasvöötme laiuskraadidÜhisettevõte moodustab suvel pideva vöö vähendatud rõhk, aga barikaväli on dissümmeetriline: SP parasvöötme ja subpolaarsetel laiuskraadidel on veepinna kohal aastaringselt madalrõhkkond (Antarktika miinimum - kuni 984 mb); SP-s väljenduvad mandri- ja ookeanisektorite vaheldumise tõttu barikamiinimumid ainult ookeanides (Islandi ja Aleuudi - rõhk jaanuaris 998 mb), talvel tekivad mandrite kohal bari maksimumid pinna tugeva jahtumise tõttu. . AT polaarsed laiuskraadid, surve Antarktika ja Gröönimaa jääkihtide kohal aasta jooksul kõrgendatud.

Nimetatakse stabiilseid kõrg- ja madalrõhualasid, milleks maapinna lähedal baariväli laguneb atmosfääri toimekeskused . On territooriume, kus rõhk püsib aastaringselt konstantne (domineerivad sama tüüpi rõhusüsteemid, kas maksimumid või miinimumid); atmosfääri püsivad toimekeskused:

ekvatoriaalne depressioon;

Aleuudi madal (SP mõõdukad laiuskraadid);

Islandi madal (SP parasvöötme laiuskraadid) - madalrõhulohk väljub miinimumist põhjapolaarjoone suunas Norra ja Svalbardi vahel;

Mõõdukate laiuskraadide UP madalrõhuvöönd (Antarktika madalrõhkkonna vöönd);

Subtroopilised kõrgrõhuvööndid SP:

Assooride kõrgus (Atlandi ookeani põhjaosa kõrgus)

Hawaii kõrgus (Vaikse ookeani põhjaosa kõrgpunkt)

Vaikse ookeani lõunaosa kõrge (Lõuna-Ameerika edelaosas)

Lõuna-Atlandi kõrge (St. Helena antitsüklon)

Lõuna-India kõrge (Mauritiuse saare antitsüklon)

Antarktika kõrge

Gröönimaa kõrge.

Hooajalised survesüsteemid moodustuvad juhul, kui rõhk muutub hooajaliselt vastupidiseks: baarilise maksimumi asemel tekib baariline miinimum ja vastupidi. Hooajalised survesüsteemid hõlmavad järgmist:

Suvine Lõuna-Aasia madal keskpunktiga umbes 30 0 N. (997 mb) ja

Winter Asian High keskusega Mongoolia kohal (1036 mb)

Suvine Mehhiko madal (Põhja-Ameerika depressioon) - 1012 mb ja

Talvised Põhja-Ameerika ja Kanada rekordid (1020 mb)

SP-s suvised (jaanuari) depressioonid Austraalia kohal, Lõuna-Ameerika ja Lõuna-Aafrika annavad talvel teed Austraalia, Lõuna-Ameerika ja Lõuna-Aafrika antitsüklonitele.

Tuul. Horisontaalne baric gradient.Õhu liikumist horisontaalsuunas nimetatakse tuuleks. Tuult iseloomustab kiirus, tugevus ja suund. Tuule kiirus – vahemaa, mille õhk läbib ajaühikus (m/s, km/h). Tuule jõud – rõhk, mida õhk avaldab liikumisega risti paiknevale 1 m 2 suurusele kohale. Tuule tugevus määratakse kg / m 2 või Beauforti skaala punktides (0 punkti - tuulevaikus, 12 - orkaan).

Tuule kiirus määratakse horisontaalne baric gradient – rõhu muutus (rõhulangus 1 mb) distantsiühiku (100 km) kohta rõhu languse suunas ja risti isobaaridega. Lisaks baromeetrilisele gradiendile mõjuvad tuulele Maa pöörlemine ehk Coriolise jõud, tsentrifugaaljõud ja hõõrdumine.

Coriolise jõud suunab tuule gradiendi suunast paremale (SP-s vasakule). Tsentrifugaaljõud mõjub tuulele suletud barikasüsteemides – tsüklonites ja antitsüklonites. See on suunatud piki trajektoori kõverusraadiust selle kumeruse suunas. Õhu hõõrdejõud maapinnale vähendab alati tuule kiirust. Hõõrdumine mõjutab alumist, 1000-meetrist kihti, nn hõõrdekiht. Õhu liikumist hõõrdumise puudumisel nimetatakse gradient tuul. Gradienttuult, mis puhub mööda paralleelseid sirgjoonelisi isobaare, nimetatakse geostroofsed, piki kõverjoonelisi suletud isobaare – geotsüklostroofne. Diagramm annab visuaalse esituse teatud suundade tuulte esinemissagedusest "Tuule roos".

Vastavalt barilisele reljeefile on olemas järgmised tuuletsoonid:

1. ekvatoriaalne rahuvöö. Tuuled on suhteliselt haruldased (kuna domineerivad tugevalt kuumutatud õhu tõusvad liikumised);

2. põhja- ja lõunapoolkera passaattuulealad;

3. rahulikud alad subtroopilise kõrgrõhuvööndi antitsüklonites; põhjuseks on laskuvate õhuliigutuste domineerimine;

4. mõlema poolkera keskmistel laiuskraadidel - läänetuulte ülekaalu tsoonid;

5. ringpolaarsetes ruumides puhuvad tuuled poolustelt keskmiste laiuskraadide bariliste lohkude suunas, s.o. idapoolse komponendiga tuuled on siin tavalised.

Üldine atmosfääriringlus (GCA)- planeedi mastaabis õhuvoolude süsteem, mis hõlmab kogu maakera, troposfääri ja madalamat stratosfääri. Vabaneb atmosfääriringluses tsoonilised ja meridionaalsed ülekanded. Peamiselt alamtasandilises suunas arenevad tsooniülekanded hõlmavad järgmist:

lääne transport, mis domineerib kogu planeedil ülemises troposfääris ja madalamas stratosfääris;

alumises troposfääris polaarsetel laiuskraadidel - idatuuled parasvöötme laiuskraadidel - läänetuuled, troopilistel ja ekvatoriaalsetel laiuskraadidel - idatuuled;

troposfääri ülaosa frontaalsete tsoonide kohal arenevad jugavoolud.

Meridionaalsed ülekanded hõlmavad troopiliste-ekvatoriaalsete laiuskraadide ja ekstratroopiliste laiuskraadide mussooni.

OCCA moodustub päikesekiirguse ebaühtlase jaotuse, Coriolise jõu toime ja aluspinna heterogeensuse mõjul.

Kui päikesekiirgus tabab homogeenset mittepöörlevat Maad troposfääri ülaosas, liiguks õhk ekvaatorilt selle aluspinna lähedal asuvale poolusele – poolusest ekvaatorile. Tegelikult on õhk ekvaatoril atmosfääri pinnakihis väga soe. Soe ja niiske õhk tõuseb, selle maht suureneb ja troposfääri ülaosas tekib kõrge rõhk. Poolustel surutakse atmosfääri pindmiste kihtide tugeva jahtumise tõttu õhk kokku, selle maht väheneb, ülaosas rõhk langeb. Järelikult toimub troposfääri ülemistes kihtides õhuvool ekvaatorilt poolustele. Seetõttu väheneb õhumass ekvaatoril ja seega ka rõhk selle aluspinnal ning poolustel suureneb. Ja pinnakihis algab liikumine poolustelt ekvaatorile. Järeldus: päikesekiirgus moodustab OCA meridionaalse komponendi.

Homogeensel pöörleval Maa peal toimib ka Coriolise jõud. Üleval suunab Coriolise jõud SP-s voolu liikumissuunast paremale, st. läänest itta. SP-s kaldub õhu liikumine vasakule, s.t. jälle läänest itta. Seetõttu täheldatakse tipus (troposfääri ülemises ja alumises stratosfääris, kõrgusvahemikus 10–20 km, rõhk langeb ekvaatorilt poolustele) läänesuunalist ülekannet, seda märgitakse kogu Maa kohta. terve. Üldiselt toimub õhu liikumine pooluste ümber. Järelikult moodustab Coriolise jõud OCA tsoonilise transpordi.

Aluspinna all on liikumine keerulisem; selle jagunemine mandriteks ja ookeanideks. Moodustub suurte õhuvoolude kompleksne muster. Subtroopilistest kõrgrõhuvöönditest liiguvad õhuvoolud ekvatoriaalsesse lohku ja parasvöötme laiuskraadidele. Esimesel juhul tekivad troopiliste-ekvatoriaalsete laiuskraadide idatuuled. Ookeanide kohal eksisteerivad nad tänu pidevatele barikamaksimumtele aastaringselt - passaattuuled - subtroopiliste maksimumide ekvatoriaalsete perifeeriate tuuled, mis puhuvad pidevalt ainult üle ookeanide; maismaa kohal pole neid igal pool ja mitte alati jälgida (katkestused on põhjustatud subtroopiliste antitsüklonite nõrgenemisest tugevast kuumenemisest ja ekvatoriaalse lohu liikumisest nendele laiuskraadidele). SP-s on pasaattuuled kirdesuunalised, SP - kagusuunalised. Mõlema poolkera passaattuuled koonduvad ekvaatori lähedale. Nende lähenemispiirkonnas (intratroopilises lähenemisvööndis) tekivad tugevad tõusvad õhuvoolud, tekivad rünkpilved ja sajab hoovihma.

Kõrgrõhkkonna troopilisest vööndist parasvöötme laiuskraadidele liikuv tuulevool parasvöötme laiuskraadide läänetuuled. Need intensiivistuvad talvel, kuna parasvöötme laiuskraadidel kasvavad ookeani kohal barikamiinimumid, suureneb barikaline gradient ookeanide barikamiinimumide ja maismaa barikaliste maksimumide vahel, mistõttu suureneb ka tuulte tugevus. SP-l on tuulte suund edela-, SP-l-lääne-. Mõnikord nimetatakse neid tuuli anti-passaadituulteks, kuid need ei ole geneetiliselt seotud passaattuultega, vaid on osa planeedi läänetranspordist.

Ida ülekanne. Polaarlaiuskraadidel puhuvad valdavalt kirdetuuled SP ja kagutuuled SF-s. Õhk liigub kõrgrõhu polaaraladelt parasvöötme madalrõhuvööndi suunas. Idatransporti esindavad ka troopiliste laiuskraadide passaattuuled. Ekvaatori lähedal katab idasuunaline transport peaaegu kogu troposfääri ja läänesuunaline transport siin puudub.

OCA põhiosade laiuskraadide analüüs võimaldab eristada kolme tsooni avatud linki:

Polaar: troposfääri alumises osas puhuvad idakaare tuuled, üleval puhuvad läänetuuled;

Mõõdukas lüli: troposfääri alumises ja ülemises osas - läänetuuled;

Troopiline lüli: madalamas troposfääris - idatuuled, ülal - läänesuunaline ülekanne.

Tsirkulatsiooni troopilist lüli nimetati Hadley rakuks (varaseima OCA skeemi autor, 1735), parasvöötme lüli - Frereli rakuks (Ameerika meteoroloog). Praegu seatakse rakkude olemasolu kahtluse alla (S.P. Khromov, B.L. Dzerdievsky), kuid kirjanduses on neid mainida.

Jet hoovused on orkaani jõuga tuuled, mis puhuvad üle frontaalvööndite troposfääri ülaosas ja madalamas stratosfääris. Need on eriti tugevad polaarfrontide kohal, tuule kiirus ulatub suurte rõhugradientide ja haruldase atmosfääri tõttu 300–400 km / h.

Meridionaalsed ülekanded muudavad OCA-süsteemi keerukamaks ja tagavad soojuse ja niiskuse vahelise laiusevahetuse. Peamised meridionaalsed transpordid on mussoonid - hooajalised tuuled, mis muudavad suunda suvel ja talvel vastupidiseks. Eraldada troopilised mussoonid ja ekstratroopiline.

troopilised mussoonid mis tekivad suvise ja talvise poolkera termiliste erinevuste tõttu, maa ja mere jaotumine ainult suurendab, raskendab või stabiliseerib seda nähtust. Jaanuaris paikneb SP-s peaaegu katkematu antitsüklonite ahel: püsivad subtroopilised ookeanide kohal ja hooajalised mandrite kohal. Samal ajal asub SP-s sinna nihkunud ekvatoriaalne süvend. Selle tulemusena kantakse õhk SP-st SP-sse. Juulis kantakse barikasüsteemide pöördsuhtega õhk üle ekvaatori SP-st SP-sse. Seega pole troopilised mussoonid midagi muud kui passaattuuled, mis teatud ekvaatorilähedases vööndis omandavad teistsuguse omaduse – hooajalise üldise suunamuutuse. Troopilised mussoonid vahetavad õhku vahel poolkerad, ning maa ja mere vahel, eriti kuna troopikas on maa ja mere termiline kontrast üldiselt väike. Kogu troopiliste mussoonide levikuala jääb vahemikku 20 0 N.S. ja 15 0 S (troopiline Aafrika ekvaatorist põhja pool, Ida-Aafrika ekvaatorist lõuna pool; lõuna-Araabia; India ookean läänes Madagaskarini ja idas Austraalia põhjaosa; Hindustan, Indohiina, Indoneesia (ilma Sumatrata). Ida-Hiina; Lõuna-Ameerikas - Colombia). Näiteks mussoonhoovus, mis pärineb Põhja-Austraalia kohal asuvast antitsüklonist ja läheb Aasiasse, on sisuliselt suunatud. Ühelt mandrilt teisele; ookean toimib sel juhul vaid vaheterritooriumina. Aafrika mussoonid on õhuvahetus sama mandri eri poolkeradel asuva kuiva maa vahel ning üle Vaikse ookeani osa puhub mussoon ühe poolkera ookeanipinnalt teise poolkera ookeanipinnale.

Hariduses ekstratroopilised mussoonid Juhtrolli mängib maa ja mere vaheline termiline kontrast. Siin esinevad mussoonid hooajaliste antitsüklonite ja depressioonide vahel, millest osad asuvad mandril ja teised ookeanil. Jah, talvised mussoonid Kaug-Ida on tagajärjeks antitsükloni vastastikmõju Aasia kohal (keskusega Mongoolia) ja püsiva Aleuudi depressioon; suvi – Vaikse ookeani põhjaosa kohal asetseva antitsükloni ja Aasia mandri ekstratroopilise osa kohal asuva depressiooni tagajärg.

Ekstratroopilised mussoonid avalduvad kõige paremini Kaug-Idas (sealhulgas Kamtšatkal), Okhotski meres, Jaapanis, Alaskas ja Põhja-Jäämere rannikul.

Mussoontsirkulatsiooni avaldumise üks peamisi tingimusi on tsüklonaalse aktiivsuse puudumine (Euroopa ja Põhja-Ameerika kohal mussoontsirkulatsiooni tsüklonaalse aktiivsuse intensiivsuse tõttu ei toimu, selle “pestakse minema” lääne transpordiga).

Tsüklonite ja antitsüklonite tuuled.

Atmosfääris, kui kohtuvad kaks õhumassi erinevad omadused pidevalt tekivad suured atmosfääripöörised – tsüklonid ja antitsüklonid. Need muudavad OCA skeemi oluliselt keerulisemaks.

Tsüklon - tasane tõusev atmosfääripööris, mis avaldub maapinna lähedal madala rõhuga alana koos perifeeriast keskpunkti suunatud tuulte süsteemiga vastupäeva SP-s ja päripäeva SP-s.

Antitsüklon - tasane laskuv atmosfääripööris, mis avaldub maapinna lähedal kõrgrõhualana, keskpunktist perifeeriasse suunatud tuulte süsteemiga SP-s päripäeva ja vastupäeva SP-s.

Pöörised on tasased, kuna nende horisontaalsed mõõtmed on tuhanded ruutkilomeetrid ja vertikaalsed 15-20 km. Tsükloni keskosas täheldatakse tõusvaid õhuvoolusid, antitsüklonis - laskuvaid.

Tsüklonid jagunevad frontaal-, kesk-, troopilisteks ja termilisteks süvenditeks.

Frontaalsed tsüklonid moodustuvad arktilisel ja polaarrindel: Põhja-Atlandi arktilisel rindel Põhja-Ameerika idaranniku lähedal ja Islandi lähedal; Arktika rindel Vaikse ookeani põhjaosas Aasia idaranniku lähedal ja Aleuudi saarte lähedal. Tavaliselt eksisteerivad tsüklonid mitu päeva, liikudes läänest itta kiirusega umbes 20-30 km/h. Ees ilmub rida tsükloneid, kolme-nelja tsükloni seeriana. Iga järgmine tsüklon on nooremas arengujärgus ja liigub kiiremini. Tsüklonid mööduvad üksteisest, sulguvad, moodustuvad kesktsüklonid- teist tüüpi tsüklon. Mitteaktiivsete kesktsüklonite tõttu säilib ookeanide kohal ja parasvöötme laiuskraadidel madalrõhuala.

Atlandi ookeani põhjaosast pärinevad tsüklonid liiguvad Lääne-Euroopa suunas. Enamasti läbivad nad Ühendkuningriiki, Läänemerd, Peterburi ja sealt edasi Uuralitesse ja Lääne-Siberisse või läbi Skandinaavia, Koola poolsaare ja sealt edasi kas Svalbardi või Aasia põhjaservadesse.

Vaikse ookeani põhjaosa tsüklonid lähevad Loode-Ameerikasse ja ka Kirde-Aasiasse.

Troopilised tsüklonid moodustuvad troopilistel frontidel kõige sagedamini vahemikus 5–20 0 s. ja yu. sh., ekvaatoril on Coriolise jõud null ja tsükloneid ei teki. Need tekivad ookeanide kohal suve lõpus ja sügisel, kui vesi kuumutatakse temperatuurini 27-28 0 C. Sooja ja niiske õhu võimas tõus toob kaasa tohutu hulga soojuse eraldumise kondenseerumisel, mis määrab tsükloni kineetilise energia ja madalrõhu keskmes. Tsüklonid liiguvad idast läände piki ookeanide püsivate barikamaksimumide ekvatoriaalset perifeeriat. Kui troopiline tsüklon jõuab parasvöötme laiuskraadidele, siis see paisub, kaotab energiat ja hakkab ekstratroopilise tsüklonina liikuma läänest itta. Tsükloni enda kiirus on väike (20-30 km/h), kuid tuuled võivad selles olla kuni 100 m/s. Orkaan Ida suurim kiirus oli 113 m/s.

Troopiliste tsüklonite peamised esinemispiirkonnad: Aasia idarannik; Austraalia põhjarannik; Araabia meri; Bengali laht; Kariibi meri ja Mehhiko laht. Aastas on keskmiselt umbes 70 troopilist tsüklonit, mille tuule kiirus on üle 20 m/s. Vaikses ookeanis nimetatakse troopilisi tsükloneid taifuunideks, Atlandi ookeanil orkaanideks ja Austraalia ranniku lähistel orkaanideks.

Termilised depressioonid tekivad maismaal pinna tugeva ülekuumenemise, õhu tõusmise ja leviku tõttu selle kohal. Selle tulemusena moodustub aluspinna lähedal madala rõhuga ala.

Antitsüklonid jagunevad frontaalseteks, subtroopilisteks dünaamilise päritoluga antitsükloniteks ja statsionaarseteks.

Parasvöötme laiuskraadidel ja külmas õhus eesmised antitsüklonid, mis liiguvad järjestikku läänest itta kiirusega 20-30 km/h. Viimane viimane antitsüklon jõuab subtroopikasse, stabiliseerub ja moodustub dünaamilise päritoluga subtroopiline antitsüklon. Nende hulka kuuluvad püsivad baric maksimumid ookeanidel. Statsionaarne antitsüklon esineb talvel maa peal pinna tugeva jahtumise tulemusena.

Antitsüklonid tekivad ja püsivad pidevalt Ida-Arktika, Antarktika ja talvel Ida-Siberi külmade pindade kohal. Kui talvel arktiline õhk murdub põhjast, tekib kogu ulatuses antitsüklon Ida-Euroopa ja mõnikord jäädvustab lääne ja lõuna.

Igale tsüklonile järgneb ja liigub sama kiirusega antitsüklon, mis hõlmab mis tahes tsüklonite seeriat. Läänest itta liikudes kalduvad tsüklonid põhja, antitsüklonid SP-s lõunasse. Hälvete põhjus on seletatav Coriolise jõu mõjuga. Järelikult hakkavad kirdesse liikuma tsüklonid, kagusse antitsüklonid. Tsüklonite ja antitsüklonite tuulte tõttu toimub soojuse ja niiskuse vahetus laiuskraadide vahel. Kõrgrõhualadel on ülekaalus õhuvoolud ülalt alla – õhk on kuiv, pilvi pole; madalrõhualadel – alt üles – tekivad pilved, sajab sademeid. Sooja õhumassi sissetoomist nimetatakse "kuumalaineteks". Troopiliste õhumasside liikumine parasvöötme laiuskraadidele põhjustab suvel põuda ja talvel tugevaid sulasid. Arktiliste õhumasside sissetoomine parasvöötme laiuskraadidele - "külmalained" - põhjustab jahenemist.

kohalikud tuuled- tuuled, mis esinevad territooriumi piiratud aladel kohalike põhjuste mõjul. Kohalikud termilise päritoluga tuuled on tuuled, mägi-oru tuuled, reljeefi mõju põhjustab foehnide ja boori moodustumist.

tuuled esinevad ookeanide, merede, järvede kallastel, kus on suured ööpäevased temperatuurikõikumised. AT suuremad linnad tekkisid linnatuuled. Päevasel ajal, kui maad soojendatakse tugevamini, toimub selle kohal õhu liikumine ülespoole ja selle väljavool ülalt külmema poole. Pinnakihtides puhub tuul maa poole, tegemist on päevase (mere)tuulega. Öine (ranniku)tuul esineb öösel. Kui maa jahtub rohkem kui vesi ja õhu pindmises kihis, puhub tuul maismaalt merele. Meretuuled on tugevamad, nende kiirus on 7 m/s, levimissagedus kuni 100 km.

Mägioru tuuled moodustavad nõlvade tuuled ja tegelikud mägi-oru tuuled ning neil on igapäevane perioodilisus. Kaldtuuled on tingitud nõlva pinna ja õhu erinevast kuumenemisest samal kõrgusel. Päeval soojeneb õhk nõlval rohkem ja tuul puhub nõlva üles, öösel ka nõlv jahtub rohkem ja tuul hakkab nõlvast alla puhuma. Mägioru tuuled on tegelikult tingitud sellest, et mäeorus soojeneb ja jahtub õhk rohkem kui samal kõrgusel naabertasandikul. Öösel puhub tuul tasandike poole, päeval - mägede poole. Tuule vastas olevat nõlva nimetatakse tuulepoolseks kaldeks ja vastasnõlva tuulealuseks nõlvaks.

föön- soe kuiv tuul kõrgelt mägedest, sageli kaetud liustikega. See tekib õhu adiabaatilise jahutamise tõttu tuulepoolsel nõlval ja adiabaatilisel kuumutamisel - tuulealusel nõlval. Kõige tüüpilisem foehn tekib siis, kui OCA õhuvool ületab mäeaheliku. Tihedamini kohtub antitsüklon foehn, tekib siis, kui mägise riigi kohal on antitsüklon. Kõige sagedamini kasutatakse fööni üleminekuperioodidel, nende kestus on mitu päeva (Alpides on fööniga 125 päeva aastas). Tien Shani mägedes nimetatakse selliseid tuuli kastekiks, in Kesk-Aasia- Garmsil, Kaljumägedes - Chinook. Föönid põhjustavad aedade varakult õitsemist, lume sulamist.

Bora- madalatest mägedest sooja mere poole puhuv külm tuul. Novorossiiskis nimetatakse seda nord-ost, Absheroni poolsaarel Nord. Baikalil - sarmoy, Rhone'i orus (Prantsusmaa) - mistral. Bora tekib talvel, kui mäeharja ees, tasandikul tekib kõrgrõhuala, kus tekib külm õhk. Olles ületanud madala harja, tormab külm õhk suure kiirusega sooja lahe poole, kus rõhk on madal. Kiirus võib ulatuda 30 m / s, õhutemperatuur langeb järsult -5 0 С.

To väikesemahulised pöörised seotud tornaadod ja verehüübed (tornaado). Keerisid mere kohal nimetatakse tornaadodeks, maismaa kohal - verehüübeteks. Tornaadod ja verehüübed tekivad tavaliselt samadest kohtadest, kus troopilised tsüklonid, kuumas ja niiskes kliimas. Peamine energiaallikas on veeauru kondenseerumine, mille käigus vabaneb energia. Suur hulk tornaadod Ameerika Ühendriikides on tingitud niiske sooja õhu saabumisest Mehhiko lahest. Tuulekeeris liigub kiirusega 30-40 km/h, kuid tuule kiirus selles ulatub 100 m/s. Trombid tekivad tavaliselt üksikult, pöörised - järjestikku. 1981. aastal tekkis Inglismaa ranniku lähedal viie tunni jooksul 105 tornaadot.

Õhumasside (VM) mõiste.Ülaltoodu analüüs näitab, et troposfäär ei saa olla kõigis oma osades füüsiliselt homogeenne, see jaguneb (lakkamata olemast üks ja tervik) õhumassid– suured õhuhulgad troposfääris ja madalamas stratosfääris, millel on suhteliselt ühtlased omadused ja mis liiguvad tervikuna ühes OCA voos. VM-i mõõtmed on võrreldavad mandrite osadega, pikkus on tuhandeid kilomeetreid, paksus 22-25 km. Territooriume, mille üle VM-id moodustatakse, nimetatakse moodustamiskeskusteks. Neil peab olema ühtlane aluspind (maal või merel), teatud termilised tingimused ja moodustamiseks kuluv aeg. Sarnased tingimused eksisteerivad baric maksimumides ookeanide kohal, hooajalistes maksimumides maismaa kohal.

VM-il on tüüpilised omadused ainult moodustumise keskpunktis, liikumisel see muundub, omandades uusi omadusi. Teatud VM-ide saabumine põhjustab järske mitteperioodilisi ilmamuutusi. Seoses aluspinna temperatuuriga jagatakse VM-id soojadeks ja külmadeks. Soe VM liigub külmale aluspinnale, see toob soojenemise, kuid jahutab ennast. Külm VM tuleb soojale aluspinnale ja toob jahutuse. VM-id jagunevad tekketingimuste järgi nelja tüüpi: ekvatoriaalsed, troopilised, polaarsed (parasvöötme õhk) ja arktilised (Antarktika). Igas tüübis eristatakse kahte alatüüpi - mere- ja mandritüüpi. Sest kontinentaalne alatüüp, mis on moodustunud üle mandrite, iseloomustab suur temperatuurivahemik ja madal õhuniiskus. mere alatüüp See moodustub ookeanide kohal, seetõttu on selle suhteline ja absoluutne õhuniiskus suurenenud, temperatuuri amplituudid on palju väiksemad kui mandril.