どの緯度が常に高い大気圧を持っているか. 大気圧。 サイクロンとアンチサイクロンの風

覚えて

• 空気の重さはわかりますか？ 空気を暖めたり冷やしたりすると、空気の重さはどのように変化しますか? なぜ太陽から熱が来るのか 地球の表面地理的緯度に応じて分布していますか?

大気が地球の表面を圧迫するのはなぜですか.地球は、植物、川の水、湖、海、大気の空気など、すべてのオブジェクトを引き付けます。 異なる力を持つ魅力的な物体が地球の表面を圧迫します。

大気圧空気が地球の表面とその上のすべての物体を押す力です。

それぞれについて 平方センチメートル大気は 1 kg 33 g の力で表面を圧迫し、人間は他の生物と同様にこの圧力に適応しています。 体の内部に存在する圧力によってバランスが取れているため、私たちはそれを感じません。

大気圧の測定方法。気圧は、気圧計という特別な装置で測定されます。 気圧計のデバイスは異なる場合があります（図97）。 最も正確な気圧計は水銀です。 それらでは、大気圧は水銀柱の高さ（mm単位）によって決まります。 したがって、大気圧の最も一般的な測定単位はミリメートルです。 水銀柱(mmHg.)。

米。 97. アネロイド気圧計

圧力が変化する方法と理由。地表のさまざまな部分の気圧は同じではありません。 まず、地形の絶対的な高さに依存します。 海抜が高いほど、地表を圧迫する空気の柱が減少するため、圧力が低くなります (図 98)。 10.5 m 上昇するごとに、対流圏の圧力は 1 mm Hg ずつ減少します。 美術。

米。 98. 高さによる気圧の変化

その麓の圧力が 750 mm Hg の場合、丘の相対的な高さを決定します。 Art.、そして上部 - 744 mm Hg。 美術。

夏になると、陸地は急速に熱くなり、低気圧が形成されます。 海では、水はよりゆっくりと加熱されます。 夏の上空は陸地よりも寒く、気圧も高くなります。 冬になると陸地は急速に冷え込み、上空には高気圧が発生します。 海はゆっくりと熱を放出します。 冬にもっと 熱空気と低圧。

対流圏の上層、さらには成層圏では、圧力が非常に低く、人がそこにいることはできません。 すでに海抜3000メートルの高度で、人々は気分が悪くなります。

第二に、同じ場所でも気温の変化に伴い大気圧は常に変化しています。 加熱すると、空気は膨張して軽くなり、少ない力で表面に押し付けられます。 冷えると収縮し、重くなり、圧力が上がります。

第三に、地球の表面の性質が圧力の分布に影響を与えます。 そのさまざまな部分: 陸または海、森または砂漠 - さまざまな方法で加熱および冷却します。 したがって、同時に、それらにかかる圧力は異なります（図99）。

米。 99.陸と海の暖房と冷房

地表の圧力分布。ご存知のように、気温は赤道から極に向かって低下します。 赤道付近では、空気が加熱され、膨張し、上昇します。 したがって、低気圧が形成されます。 電柱周辺 低温空気が重い。 下がり、圧力が高くなります（図100）。

米。 100. 大気圧: a - 赤道緯度。 b - 北極圏

質問とタスク

1. 海面、鉱山の奥、山の頂上など、気圧が高い場所はどこですか?
2. 圧力は気温にどのように依存しますか?
3. 夏と冬の陸と海の気圧はどのように変化しますか?
4. 大気圧が赤道に沿って低く、極に沿って高くなるのはなぜですか?

講義 7

大気圧の法則。 バリックセンター、その起源と大気プロセスへの影響。 大気の大循環。 風: 一定、可変、ローカル。 台風。 アンチサイクロン。 気団、その特性および分布。 大気前線。

大気中にはさまざまな規模の気流が形成されています。 彼らはすべてをカバーすることができます 地球、および高さ - 対流圏および下部成層圏、または領土の限られた領域のみに影響を与えます。 気流は、低緯度と高緯度の間で熱と水分の再分配を確実にし、大陸の奥深くまで水分を運びます。 分布域によって、大気圧循環（GCA）の風、低気圧・高気圧の風、局地風に分けられます。 風の形成の主な理由は、惑星の表面上の圧力の不均一な分布です。

プレッシャー。大気は地球の表面に圧力をかけています。 海面での表面の各cm 2 の圧力は1033.3 gです。 常圧 - 緯度 45 度、摂氏 0 度、海洋レベルで断面積が 1 cm 2 の大気柱の重量。760 mm の水銀柱によって平衡が保たれています。 通常の大気圧は 760 mm Hg または 1013.25 mb です。 SI での圧力はパスカル (Pa) で測定されます: 1 mb=100Pa。 通常の大気圧は 1013.25 hPa です。 地球上でこれまでに観測された最低気圧 (海抜)、914 mb (686 mm)。 最高は 1067.1 mb (801 mm) です。

上層の大気層の厚さが減少するにつれて、圧力は高度とともに減少します。 大気圧が 1 mb 変化するために上昇または下降しなければならないメートル単位の距離は、 圧力段階 . 高さ 0 ～ 1 km のバリック ステップは 10.5 m、1 ～ 2 km - 11.9 m。 高さ2〜3 km - 13.5 m バリックステップの値は温度に依存します：温度が上昇すると、0.4％増加します。 暖かい空気では、バリックステップが大きくなるため、上層の大気の暖かい領域は冷たい領域よりも圧力が高くなります。 バリック ステップの逆数。 と呼ばれる 垂直バリックグラデーション 、これは単位距離あたりの圧力の変化です (100 m を距離の単位とします)。

空気の移動の結果として圧力が変化します-ある場所からの流出と別の場所への流入。 空気の動きは、空気密度 (g / cm 3) の変化によるもので、下にある表面の不均一な加熱に起因します。 高さのある空気の層で均等に加熱された表面の上では、圧力は一様に減少し、 等圧面 - 同じ圧力で点を通って描かれた表面 - 互いに平行になり、下にある表面と平行になります。 圧力が高い領域では、等圧面は上に凸であり、圧力が低い領域では下に凸です。 地球の表面では、圧力は次のように表されます。 等圧線 等圧点を結ぶ線。 等圧線を使用して描かれた海面での大気圧の分布は、 バリックリリーフ。

地球の表面の大気の圧力、空間内の分布、および時間の変化は呼ばれます バリックフィールド . 気圧場が分割される高気圧と低気圧の領域は、 圧力システム .

閉バリック系には、バリック マキシマ (中心部の圧力が上昇した閉じた等圧線のシステム) と最小値 (中心部の圧力が低下した閉じた等圧線のシステム) が含まれ、オープン バリック システムには、バリック リッジ (バンド) が含まれます。 高血圧フィールド内のバリック最大値から 減圧)、トラフ (増加した圧力場内の気圧の最小値からの低圧の帯域)、およびサドル (2 つの気圧の最大値と 2 つの最小値の間の等圧線の開いたシステム)。 文献には、「バリック デプレッション」の概念があります。これは、低圧のベルトであり、その内部には、閉じたバリック ミニマがあります。

地表の圧力は、帯状に分布しています。 上で 赤道年間を通して低気圧の帯があります - 赤道陥没。 7月には北半球へ15度から20度で移動し、12月には南緯5度で南へ移動します。 で 熱帯の緯度(両半球の 35 0 から 20 0 の間) 年間の圧力が増加します ( 熱帯または亜熱帯のバリック高気圧）、冬には海と陸の上に高気圧の連続帯があり（アゾレス諸島とハワイ - SP; 南大西洋、南太平洋、南インド - 1022）、夏には上昇した圧力は海の上、陸の上だけにとどまります圧力が低下し、熱の低下があります（Irano-Taraの最小値 - 994 mb）。 で 温帯緯度合弁会社は夏に連続ベルトを形成します 減圧ただし、気圧フィールドは非対称です。SPでは、温帯および亜極緯度では、年間を通じて水面上に低気圧の帯があります（南極の最小値-最大984 mb）。 SPでは、大陸と海洋のセクターが交互に変化するため、気圧の最小値は海洋でのみ表現されます（アイスランドとアリューシャン-1月の圧力998 mb）、冬には、表面の強い冷却により大陸上に気圧の最大値が現れます. で 極緯度、年間の南極大陸とグリーンランドの氷床に対する圧力 高架.

高気圧と低気圧の安定した領域で、気圧場が地表近くで崩壊する領域は、 大気の作用中心 . 圧力が年間を通して一定のままである領域があります (最大または最小の同じタイプの圧力システムが優勢です)。 大気の恒久的な作用中心：

赤道陥没;

アリューシャン低気圧 (SP の中緯度);

アイスランド低気圧 (SP の温帯緯度) - 低気圧の谷は、ノルウェーとスバールバル諸島の間の北極圏に向かって最小値から出発します。

温帯緯度UPの低気圧帯（南極低気圧帯）;

亜熱帯高圧帯 SP:

アゾレス ハイ (北大西洋ハイ)

ハワイアン・ハイ (北太平洋ハイ)

南太平洋高気圧 (南アメリカの南西)

南大西洋高気圧 (セントヘレナ高気圧)

南インド高気圧 (モーリシャス島高気圧)

南極高

グリーンランド最高。

季節圧力システム 圧力が季節的に反対の符号に変化する場合に形成されます。バリック最大値の代わりにバリック最小値が発生し、その逆も同様です。 季節圧力システムには次のものがあります。

北緯 30 度付近を中心とする夏の南アジア低気圧。 (997 メガバイト) と

モンゴルを中心とした冬のアジア高 (1036 mb)

夏のメキシコ低気圧 (北米低気圧) - 1012 mb および

冬の北米とカナダの高値 (1020 mb)

SP では、夏 (1 月) にオーストラリアで低気圧が発生し、 南アメリカそして南アフリカは、冬にオーストラリア、南アメリカ、南アフリカの高気圧に道を譲ります。

風。 水平バリック グラデーション。水平方向の空気の動きを風と呼びます。 風は速度、強さおよび方向によって特徴付けられます。 風速 - 空気が単位時間あたりに移動する距離 (m / s、km / h)。 風力 - ムーブメントに対して垂直に位置する 1 m 2 の場所に空気が及ぼす圧力。 風の強さは、kg / m 2またはビューフォートスケールのポイント（0ポイント - 穏やか、12 - ハリケーン）で決定されます。

風速が決まる 水平バリックグラデーション – 圧力が減少する方向で等圧線に垂直な単位距離 (100 km) あたりの圧力の変化 (1 mb の圧力降下)。 気圧傾度に加えて、地球の自転やコリオリの力、遠心力、摩擦が風に作用します。

コリオリ力は、勾配の方向の右 (SP では左) に風を偏向させます。 遠心力は、閉じた気圧系 - サイクロンとアンチサイクロン - で風に作用します。 それは、軌道の曲率半径に沿ってその凸面に向けられます。 地表の空気摩擦力は、常に風速を低下させます。 摩擦は、下層の 1000 メートルの層に影響を与えます。 摩擦層. 摩擦がないときの空気の動きを 勾配風. 平行な直線等圧線に沿って吹く勾配風は呼ばれます 地衡的な、曲線の閉じた等圧線に沿って – 地球循環的な. 特定の方向の風の発生頻度の視覚的表現は、図によって与えられます 「風の薔薇」。

バリックレリーフによると、次の風域が存在します。

1. 穏やかな赤道帯。 風は比較的まれです（強く加熱された空気の上昇運動が支配的であるため）。

2. 北半球と南半球の貿易風帯。

3. 亜熱帯高気圧帯の高気圧の穏やかな地域。 その理由は、下降気流が優勢であるためです。

4. 両半球の中緯度 - 西風が優勢な地域。

5. 極圏空間では、風は極から中緯度の気圧低気圧に向かって吹きます。 ここでは、東の成分を持つ風が一般的です。

一般大気循環 (GCA)- 地球全体、対流圏、下部成層圏をカバーする、惑星規模の空気の流れのシステム。 大気循環に放出 ゾーンおよび子午線の転送。主に亜緯度方向に発達する帯状移動には、次のものがあります。

上部対流圏と下部成層圏の惑星全体を支配する西部輸送。

極緯度の下対流圏 - 温帯緯度の東風 - 熱帯および赤道緯度の西風 - 東風。

上部対流圏の前線帯で発生するジェット気流。

南北移動には、熱帯赤道緯度と温帯緯度のモンスーンが含まれます。

OCCA は、太陽放射の不均一な分布、コリオリ力の作用、および下にある表面の不均一性の影響下で形成されます。

太陽放射が対流圏の上部にある均質で回転していない地球に当たると、空気は赤道からその下の表面近くの極に、つまり極から赤道に移動します。 実は、赤道付近の大気表層の空気はとても暖かいのです。 暖かく湿った空気が上昇し、その体積が増加し、上部対流圏で高圧が発生します。 極では、大気の表層が強く冷却されるため、空気が圧縮され、その体積が減少し、上部で圧力が低下します。 その結果、対流圏の上層では、赤道から極への空気の流れがあります。 これにより、赤道での空気の質量、したがって下層の表面での圧力が減少し、極で増加します。 そして表層では、極から赤道への動きが始まります。 結論: 太陽放射は、OCA の子午線成分を形成します。

回転している均質な地球では、コリオリの力も働きます。 上部では、コリオリ力が SP 内の流れを運動方向の右側に偏向させます。 西から東へ。 SPでは、空気の動きは左にずれます。 再び西から東へ。 したがって、上部（上部対流圏と下部成層圏、高度10〜20 kmの範囲で、赤道から極に向かって圧力が低下する）では、西側の移動が注目され、地球全体が全体。 一般に、空気の移動は極の周りで発生します。 その結果、コリオリの力が OCA の帯状輸送を形成します。

下にある表面の下では、動きはより複雑です。 大陸と海への分割。 主要な気流の複雑なパターンが形成されます。 亜熱帯高圧帯から、気流は赤道低気圧と温帯緯度に流れます。 最初のケースでは、熱帯赤道緯度の東風が形成されます。 海の上では、一定のバリック最大値のおかげで、それらは一年中存在します - 貿易風 - 亜熱帯極大の赤道周辺の風で、絶えず海の上だけに吹いています。 陸上では、それらはどこでも追跡されるわけではなく、常に追跡されるわけではありません（これらの緯度への赤道のくぼみの強い加熱と移動による亜熱帯高気圧の弱体化によって休憩が引き起こされます）。 SP では貿易風は北東方向、SP では南東方向です。 両半球の貿易風は赤道付近で収束します。 それらが収束する領域（熱帯内収束帯）では、強い上昇気流が発生し、積雲が形成され、にわか雨が降ります。

高気圧の熱帯から温帯緯度に向かう風の流れ 温帯緯度の西風。 それらは冬に強まり、温帯緯度の海上で気圧の最小値が成長し、海上の気圧の最小値と陸上の気圧の最大値の間の気圧勾配が増加するため、風の強さも増加します。 SP では風向きは南西、SP では北西です。 これらの風は反貿易風と呼ばれることもありますが、遺伝的に貿易風とは関係がなく、惑星の西風輸送の一部です。

東方転勤。 極緯度の卓越風は、SP では北東、SF では南東です。 空気は極域の高気圧から温帯の低気圧に向かって移動します。 東部の輸送は、熱帯緯度の貿易風によっても表されます。 赤道付近では、東向きの輸送は対流圏のほぼ全体をカバーしており、ここでは西向きの輸送はありません。

OCA の主要部分の緯度を分析すると、3 つのゾーンのオープン リンクを区別できます。

極地: 対流圏の下部では東風が吹き、上部では西風が吹きます。

中程度のリンク：対流圏の下部と上部 - 西風。

熱帯リンク: 下部対流圏では東風、上では西風。

循環の熱帯リンクはハドレー セル (最も初期の OCA スキームの作成者、1735 年)、温帯リンク - フレレル セル (アメリカの気象学者) と呼ばれました。 現在、細胞の存在は疑問視されていますが (S.P. Khromov、B.L. Dzerdievsky)、文献にはそれらについての言及が残っています。

ジェット気流は、対流圏上部と成層圏下部の前線帯に吹くハリケーン級の風です。 それらは極前線の上で特に顕著であり、風速は大きな圧力勾配と希薄な大気のために時速300〜400 kmに達します。

南北移動は OCA システムを複雑にし、熱と湿気の緯度間交換を提供します。 主な子午線輸送は、 モンスーン ・夏と冬で風向きが逆になる季節風。 割り当てる 熱帯モンスーンと 温帯。

熱帯モンスーン夏半球と冬半球の間の温度差が原因で発生するため、陸と海の分布はこの現象を強化、複雑化、または安定化させるだけです。 1 月には、ほぼ途切れることのない一連の高気圧が SP に位置します。洋上の永久的な亜熱帯性のものと、大陸上の季節的なものです。 同時に、そこにシフトした赤道のくぼみが SP にあります。 その結果、SP から SP に空気が移動します。 7 月には、バリック システムの逆比率で、空気が SP から SP に赤道を横切って移動します。 したがって、熱帯モンスーンは貿易風に他ならず、赤道に近い特定の帯域では、一般的な方向の季節変化という別の特性を獲得します。 熱帯モンスーンは、 半球、および陸と海の間、特に熱帯地方では陸と海の間の温度差が一般に小さいためです。 熱帯モンスーンの分布域全体は、北緯 20 度の間にあります。 と 15 0 S （赤道以北の熱帯アフリカ、赤道以南の東アフリカ、南アラビア、西はインド洋からマダガスカル、東はオーストラリア北部まで、ヒンドゥスタン、インドシナ、インドネシア（スマトラを除く）。中国東部、南アメリカ -コロンビア）。 たとえば、オーストラリア北部の高気圧に端を発し、アジアに向かうモンスーン海流は、本質的に方向付けられています。 ある大陸から別の大陸へ。 この場合、海は中間領域としてのみ機能します。 アフリカのモンスーンは、異なる半球にある同じ大陸の乾燥した土地の間の空気の交換であり、太平洋の一部では、モンスーンが一方の半球の海洋表面から他方の半球の海洋表面に吹きます。

教育において 温帯モンスーン陸と海の熱のコントラストが主役。 ここでは、季節的な高気圧と低気圧の間にモンスーンが発生し、その一部は本土にあり、他は海にあります。 はい、冬のモンスーン 極東アジア（モンゴルを中心とする）の高気圧と恒久的なアリューシャン低気圧の相互作用の結果があります。 夏 - 太平洋北部での高気圧とアジア大陸の温帯地域での低気圧の結果。

温帯モンスーンは、極東 (カムチャツカを含む)、オホーツク海、日本、アラスカ、北極海の海岸で最もよく表現されます。

モンスーン循環が現れる主な条件の 1 つは、サイクロン活動がないことです (サイクロン活動が激しいため、ヨーロッパと北アメリカではモンスーン循環がなく、西側の輸送によって「洗い流され」ます)。

サイクロンとアンチサイクロンの風。

大気中で、2つの気団が出会うとき 異なる特性大きな大気渦 - サイクロンとアンチサイクロン - が絶えず発生します。 これらは OCA スキームを非常に複雑にします。

サイクロン - SPでは反時計回り、SPでは時計回りに周囲から中心への風のシステムを備えた、低圧の領域として地表近くに現れる平らな上昇大気渦。

アンチサイクロン - 平らに下降する大気の渦。これは、SP では時計回りに、SP では反時計回りに中心から周辺への風のシステムで、高圧の領域として地表近くに現れます。

水平方向の寸法は数千平方キロメートル、垂直方向の寸法は 15 ～ 20 km であるため、旋風は平坦です。 サイクロンの中心では、上昇気流が観察され、高気圧では下降気流が観察されます。

サイクロンは、前線、中央、熱帯、熱の低気圧に分けられます。

前頭サイクロン北極および極前線で形成されます。北アメリカの東海岸近くとアイスランド近くの北大西洋の北極前線。 アジアの東海岸近くの太平洋北部とアリューシャン列島近くの北極前線。 サイクロンは通常数日間存在し、時速約 20 ～ 30 km の速度で西から東に移動します。 一連のサイクロンは、一連の 3 つまたは 4 つのサイクロンで、前面に表示されます。 次の各サイクロンは、開発の若い段階にあり、より速く移動します。 サイクロン同士が追いつき、接近、形成 中央低気圧- サイクロンの 2 番目のタイプ。 中央低気圧の活動が活発でないため、低気圧の領域が海洋上と温帯緯度に維持されています。

大西洋の北で発生したサイクロンが西ヨーロッパに向かって移動しています。 ほとんどの場合、それらは英国、バルト海、サンクトペテルブルクを通過し、さらにウラル山脈と西シベリアに至るか、スカンジナビア、コラ半島を通過し、スバールバル諸島またはアジアの北部郊外に到達します。

北太平洋のサイクロンは、北東アジアだけでなく、北西アメリカにも到達します。

熱帯低気圧ほとんどの場合、熱帯前線で 5 ～ 20 秒の間に形成されます。 とゆう。 つまり、赤道ではコリオリの力はゼロであり、サイクロンは形成されません。 夏の終わりと秋に、水が27〜28℃の温度に加熱されると、海で発生します。暖かく湿った空気が強力に上昇すると、結露中に大量の熱が放出されます。サイクロンの運動エネルギーと中心の低圧を決定します。 サイクロンは、海洋の恒久的なバリック最大値の赤道周辺に沿って東から西に移動します。 熱帯低気圧が温帯緯度に到達すると、拡大してエネルギーを失い、温帯低気圧として西から東に移動し始めます。 サイクロン自体の速度は小さいですが (時速 20 ～ 30 km)、その中の風は最大 100 m / s の速度になることがあります。 ハリケーン アイダの最高速度は 113 m/s でした。

熱帯低気圧の主な発生地域：アジアの東海岸。 オーストラリアの北海岸; アラビア海; ベンガル湾; カリブ海とメキシコ湾。 平均すると、風速 20 m/s を超える熱帯低気圧が年間約 70 回発生します。 熱帯低気圧は、太平洋では台風、大西洋ではハリケーン、オーストラリア沖ではウィリーウィリーと呼ばれます。

熱のくぼみ表面積の強い過熱、その上の空気の上昇と広がりにより、陸上で発生します。 その結果、下にある表面の近くに低圧の領域が形成されます。

高気圧は、動的起源の前線、亜熱帯高気圧と静止したものに細分されます。

温帯の緯度、冷たい空気の中で、 正面高気圧、時速 20 ～ 30 km の速度で、西から東へ一列に移動します。 最後の最終高気圧が亜熱帯に達し、安定して形成される 動的起源の亜熱帯高気圧。これらには、海洋の恒久的なバリック最大値が含まれます。 定常高気圧地表の強い冷却の結果として、冬に陸上で発生します。

高気圧は東北極、南極、冬の東シベリアの冷たい表面上で発生し、安定して発生します。 冬に北極の空気が北から吹き荒れると、高気圧が全体に発生します。 東ヨーロッパ時には西部と南部をキャプチャします。

各サイクロンに続いて、サイクロン系列を含む高気圧が同じ速度で移動します。 西から東に移動する場合、SP では低気圧は北に、高気圧は南にずれます。 偏差の理由は、コリオリ力の影響によって説明されます。 その結果、低気圧は北東に、高気圧は南東に移動し始めます。 サイクロンとアンチサイクロンの風により、緯度間で熱と湿気の交換が行われます。 高圧の地域では、上から下への空気の流れが優勢です。空気は乾燥しており、雲はありません。 下から上への低気圧の領域では、雲が形成され、降水量が減少します。 暖かい気団の導入は「熱波」と呼ばれます。 温帯緯度への熱帯気団の移動は、夏に干ばつを引き起こし、冬に強い雪解けを引き起こします。 温帯緯度への北極気団の導入 - 「寒波」 - は寒冷化を引き起こします。

局地風- 地域の原因の影響の結果として、領土の限られた地域で発生する風。 熱起源の局地風にはそよ風、山谷風が含まれ、レリーフの影響によりフェーンとホウ素が形成されます。

そよ風日々の温度変動が大きい海、海、湖の海岸で発生します。 で 主要都市都市のそよ風が形成されました。 日中、土地がより強く加熱されると、その上で空気が上向きに移動し、上から冷たい方へと流出します。 表層では陸に向かって吹く風で、これが日中（海）風です。 夜（沿岸）風は夜に発生します。 陸地が水よりも冷えると、空気の表層で陸から海へと風が吹きます。 海風はより顕著で、その速度は 7 m/s で、伝搬帯域は最大 100 km です。

山の谷の風斜面の風と実際の山谷風を形成し、毎日の周期性を持っています。 斜面の風は、同じ高度でも斜面の表面と空気の加熱が異なる結果です。 日中は斜面の空気がより熱くなり、風が斜面を吹き上げます。 実際、山谷風は、山の谷の空気が隣接する平原の同じ高さよりも加熱および冷却されるという事実によって引き起こされます。 夜は平野に向かって、日中は山に向かって風が吹きます。 風に面した斜面を風上斜面、反対側の斜面を風下斜面といいます。

ヘアドライヤー- しばしば氷河に覆われた高山からの暖かく乾いた風。 これは、風上斜面での空気の断熱冷却と、風下斜面での断熱加熱によって発生します。 最も典型的なフェーンは、OCA の気流が山脈を横切るときに発生します。 もっと頻繁に 会う高気圧フェーン、山岳地帯で高気圧が発生した場合に形成されます。 ヘアドライヤーは移行シーズンに最も頻繁に使用され、その期間は数日です（アルプスでは、ヘアドライヤーは年間 125 日使用されます）。 天山山脈では、そのような風は kastek と呼ばれます。 中央アジア- ロッキー山脈の Garmsil - チヌーク。 ヘアドライヤーは庭の開花を早め、雪を溶かします。

ボラ- 低い山から暖かい海に向かって吹く冷たい風。 ノヴォロシースクではノールオストと呼ばれ、アブシェロン半島ではノールと呼ばれます。 バイカル - サルモイ、ローヌ渓谷 (フランス) - ミストラル。 ボラは、冷たい空気が形成される平野で、尾根の前に高圧の領域が形成される冬に発生します。 低い尾根を越えた冷たい空気は、圧力の低い暖かい湾に向かって高速で流れます。 速度は 30 m / s に達することがあり、気温は急激に -5 0 С まで低下します。

に 小規模渦関連 竜巻と 血栓（竜巻）. 海の上の渦は竜巻と呼ばれ、陸上では血餅と呼ばれます。 竜巻と血栓は通常、熱帯低気圧と同じ場所、高温多湿の気候で発生します。 主なエネルギー源は、エネルギーが放出される水蒸気の凝縮です。 米国での多数の竜巻は、メキシコ湾からの湿った暖かい空気の到着によるものです。 旋風は 30 ～ 40 km/h の速度で移動しますが、その中の風速は 100 m/s に達します。 血栓は通常、単独で旋風を巻き起こします - 連続して発生します。 1981 年、イギリス沖で 5 時間以内に 105 回の竜巻が発生しました。

気団 (VM) の概念。上記の分析は、対流圏がそのすべての部分で物理的に均質になることはできないことを示しています。 気団– 対流圏と下部成層圏の大量の空気。比較的均一な特性を持ち、全体として OCA ストリームの 1 つを移動します。 VM の寸法は大陸の一部に匹敵し、長さは数千キロ、厚さは 22 ～ 25 km です。 VM が形成される領域は形成センターと呼ばれます。 それらは、均一な下面（陸または海）、特定の熱条件、および形成に必要な時間を持たなければなりません。 同様の条件が、海上の気圧最大値、陸上の季節最大値にも存在します。

VM は、フォーメーションの中心にのみ典型的なプロパティを持ち、移動すると変形し、新しいプロパティを取得します。 特定の VM の到着は、非周期的な性質の天候の急激な変化を引き起こします。 下にある表面の温度に関連して、VM は暖かいものと冷たいものに分けられます。 暖められた VM は下層の冷たい表面に移動し、暖めをもたらしますが、それ自体を冷やします。 コールド VM は、暖かい下地表面に到達し、冷却をもたらします。 VM は形成条件に応じて、赤道、熱帯、極 (温帯緯度の空気)、北極 (南極) の 4 つのタイプに分けられます。 それぞれのタイプで、海洋性と大陸性の 2 つのサブタイプが区別されます。 為に 大陸亜型、大陸の上に形成され、広い温度範囲と低い湿度が特徴です。 海洋亜型それは海の上に形成されるため、その相対湿度と絶対湿度が増加し、温度振幅は大陸のものよりもはるかに小さくなります。