Atmosférická cirkulace. Proudění vzduchu v atmosféře. Co je vzduchová hmota? Typy vzduchových hmot. Charakteristika a vlastnosti vzdušných hmot Co způsobuje pohyb vzdušných hmot

Kondenzace je změna skupenství látky z plynného na kapalné nebo pevné. Ale co je to kondenzace v mastabě planety?

Atmosféra planety Země v každém okamžiku obsahuje přes 13 miliard tun vlhkosti. Tento údaj je téměř konstantní, protože ztráty způsobené srážkami jsou nakonec průběžně nahrazovány odpařováním.

Rychlost cyklu vlhkosti v atmosféře

Rychlost cirkulace vlhkosti v atmosféře se odhaduje na kolosální číslo - asi 16 milionů tun za sekundu nebo 505 miliard tun za rok. Pokud by náhle veškerá vodní pára v atmosféře zkondenzovala a vypadla jako srážky, pak by tato voda mohla pokrýt celý povrch zeměkoule vrstvou asi 2,5 centimetru, jinými slovy, atmosféra obsahuje množství vlhkosti odpovídající pouze 2,5 centimetry deště.

Jak dlouho zůstane molekula páry v atmosféře?

Protože na Zemi spadne za rok v průměru 92 centimetrů, vlhkost v atmosféře se obnoví 36krát, to znamená, že 36krát se atmosféra nasytí vlhkostí a zbaví se jí. To znamená, že molekula vodní páry zůstává v atmosféře průměrně 10 dní.

Cesta molekuly vody

Jakmile se molekula vodní páry odpaří, obvykle se unáší stovky a tisíce kilometrů, dokud nezkondenzuje a spadne na Zemi se srážkami. Voda padající jako déšť, sníh nebo kroupy ve vyšších nadmořských výškách západní Evropa, překonává přibližně 3000 km od severního Atlantiku. Mezi přeměnou kapalné vody na páru a srážkami na Zemi probíhá několik fyzikálních procesů.

Z teplého povrchu Atlantiku se molekuly vody dostávají do teplého vlhkého vzduchu, který pak stoupá nad okolní chladnější (hustší) a sušší vzduch.

Pokud dojde k silnému turbulentnímu míchání vzduchové hmoty, pak se v atmosféře na rozhraní dvou vzduchových hmot objeví vrstva míšení a oblačnosti. Asi 5 % jejich objemu tvoří vlhkost. Vzduch nasycený párou je vždy lehčí, za prvé proto, že je zahřátý a pochází z teplého povrchu, a za druhé proto, že 1 krychlový metr čisté páry je asi o 2/5 lehčí než 1 krychlový metr čistého suchého vzduchu při stejné teplotě a tlak. Z toho vyplývá, že vlhký vzduch je lehčí než vzduch suchý a teplý mokrá témata více. Jak uvidíme později, je to velmi důležitý fakt pro procesy změny počasí.

Pohyb vzdušných hmot

Vzduch může stoupat ze dvou důvodů: buď proto, že se stává lehčím v důsledku zahřívání a vlhkosti, nebo proto, že na něj působí síly, které způsobují, že stoupá nad některé překážky, jako jsou masy chladnějšího a hustšího vzduchu, nebo přes kopce a hory.

Chlazení

Stoupající vzduch, který spadl do vrstev s nižším atmosférickým tlakem, je nucen expandovat a zároveň se ochlazovat. Expanze vyžaduje vynaložení kinetické energie, která se odebírá z tepelné a potenciální energie atmosférického vzduchu a tento proces nevyhnutelně vede k poklesu teploty. Rychlost ochlazování stoupající části vzduchu se často mění, pokud je tato část smíchána s okolním vzduchem.

Suchý adiabatický gradient

Suchý vzduch, ve kterém nedochází ke kondenzaci ani vypařování, stejně jako míchání, které nepřijímá energii v jiné formě, se při stoupání nebo klesání konstantním množstvím (o 1 °C na 100 metrů) ochlazuje nebo ohřívá. Tato hodnota se nazývá suchý adiabatický gradient. Pokud je ale stoupající vzduchová hmota vlhká a dochází v ní ke kondenzaci, pak se latentní kondenzační teplo uvolňuje a teplota vzduchu nasyceného párou klesá mnohem pomaleji.

Mokrý adiabatický gradient

Toto množství teplotních změn se nazývá mokro-adiabatický gradient. Není konstantní, ale mění se s množstvím uvolněného latentního tepla, jinými slovy, závisí na množství kondenzované páry. Množství páry závisí na tom, jak moc klesne teplota vzduchu. Ve spodních vrstvách atmosféry, kde je vzduch teplý a vysoká vlhkost, je mokro-adiabatický gradient mírně vyšší než polovina sucho-adiabatického gradientu. Ale mokro-adiabatický gradient se postupně zvyšuje s výškou a ve velmi vysoké výšce v troposféře se téměř rovná sucho-adiabatickému gradientu.

Vztlak pohybujícího se vzduchu je určen poměrem mezi jeho teplotou a teplotou okolního vzduchu. Zpravidla v reálné atmosféře klesá teplota vzduchu nerovnoměrně s výškou (tato změna se zjednodušeně nazývá gradient).

Pokud je vzduchová hmota teplejší, a tedy méně hustá než okolní vzduch (a obsah vlhkosti je konstantní), pak stoupá stejně jako dětský míček, ponořený v nádrži. Naopak, když je pohybující se vzduch chladnější než okolní vzduch, jeho hustota je vyšší a klesá. Pokud má vzduch stejnou teplotu jako sousední hmoty, pak je jejich hustota stejná a hmota zůstává nehybná nebo se pohybuje pouze společně s okolním vzduchem.

V atmosféře tedy probíhají dva procesy, z nichž jeden podporuje rozvoj vertikálního pohybu vzduchu a druhý jej zpomaluje.

Pokud najdete chybu, zvýrazněte část textu a klikněte Ctrl+Enter.

Pohyb vzdušných hmot by měl vést především k vyhlazení barických a teplotních gradientů. Na naší rotující planetě s různými tepelně kapacitními vlastnostmi zemského povrchu, různými tepelnými zásobami pevniny, moří a oceánů, přítomností teplých a studených oceánských proudů, polárních a kontinentální led procesy jsou velmi složité a často se kontrasty tepelného obsahu různých vzduchových hmot nejen nevyhladí, ale naopak zvětší.[ ...]

Pohyb vzdušných hmot nad povrchem Země je dán mnoha důvody, mezi něž patří rotace planety, nerovnoměrné zahřívání jejího povrchu Sluncem, vznik zón nízkého (cyklóny) a vysokého (anticyklony) tlaku, plochých popř. hornatý terén a mnoho dalšího. Navíc v různých výškách se rychlost, stabilita a směr proudění vzduchu velmi liší. Přenos znečišťujících látek vstupujících do různých vrstev atmosféry proto probíhá různou rychlostí a někdy i jinými směry než v povrchové vrstvě. S velmi silnými emisemi spojenými s vysokými energiemi, znečištěním padajícím do vysokých, až 10-20 km, se vrstvy atmosféry mohou posunout o tisíce kilometrů během několika dnů nebo dokonce hodin. Sopečný popel vyvržený výbuchem sopky Krakatau v Indonésii v roce 1883 byl tedy pozorován v podobě zvláštních mraků nad Evropou. Radioaktivní spad různé intenzity po testování zvláště silných vodíkových bomb dopadl téměř na celý povrch Země.[ ...]

Pohyb vzduchových hmot je vítr, který je výsledkem rozdílu teplot a tlaku v různé regiony planeta, ovlivňuje nejen fyzikální a chemické vlastnosti vzduchu samotného, ​​ale i intenzitu přenosu tepla, změny vlhkosti, tlaku, chemické složení ovzduší, snížení nebo zvýšení množství znečištění.[ ...]

Pohyb vzdušných hmot může být ve formě jejich pasivního pohybu konvekčního charakteru nebo ve formě větru – v důsledku cyklonální aktivity zemské atmosféry. V prvním případě je zajištěno usazování spor, pylu, semen, mikroorganismů a drobných živočichů, kteří k tomu mají speciální uzpůsobení - anemochory: velmi malé velikosti, padákovité úponky apod. (obr. 2.8). Celá tato masa organismů se nazývá aeroplankton. Ve druhém případě vítr také přenáší aeroplankton, ale na mnohem delší vzdálenosti, přičemž může přenášet i škodliviny do nových zón atd.[ ...]

Pohyb vzdušných hmot (vítr). Jak je známo, důvodem vzniku větrných proudů a pohybu vzdušných hmot je nerovnoměrné zahřívání různých částí zemského povrchu spojené s tlakovými spády. Proudění větru směřuje k nižšímu tlaku, ale rotace Země ovlivňuje i cirkulaci vzduchových hmot v globálním měřítku. V povrchové vrstvě vzduchu působí pohyb vzduchových hmot na všechny meteorologické faktory. životní prostředí, tedy na podnebí, včetně režimů teploty, vlhkosti, výparu z povrchu země a moře, jakož i transpirace rostlin.[ ...]

ANOMÁLNÍ CYKLONOVÝ POHYB. Pohyb cyklóny ve směru ostře odlišném od obvyklého, tj. od východní poloviny horizontu k západnímu nebo podél poledníku. A.P.C. je spojena s anomálním směrem vedoucího proudění, což je zase způsobeno neobvyklým rozložením teplých a studených vzduchových hmot v troposféře.[ ...]

TRANSFORMACE VZDUCHOVÉ HMOTY. 1. Postupná změna vlastností vzduchové hmoty během jejího pohybu v důsledku změn podmínek podkladového povrchu (relativní přeměna).[ ...]

Třetí důvod pohybu vzduchových hmot je dynamický, což přispívá ke vzniku oblastí vysokého tlaku vzduchu. Vzhledem k tomu, že nejvíce tepla přichází do rovníkové zóny, stoupají zde vzduchové hmoty až do 18 km. Proto je pozorována intenzivní kondenzace a srážky ve formě tropických přeháněk. V takzvaných „koňských“ zeměpisných šířkách (asi 30° severní šířky a 30° jižní šířky) masy studeného suchého vzduchu, klesající a zahřívající se adiabaticky, intenzivně absorbují vlhkost. Proto se v těchto zeměpisných šířkách přirozeně tvoří hlavní pouště planety. Vznikly především v západní části kontinenty. Západní větry přicházející z oceánu neobsahují dostatek vlhkosti, aby se přenesly do sestupného suchého vzduchu. Proto je zde velmi málo srážek.[ ...]

Vznik a pohyb vzduchových hmot, umístění a trajektorie cyklón a anticyklón mají velká důležitost pro vytváření předpovědí počasí. Přehledná mapa poskytuje vizuální znázornění aktuálního stavu počasí na rozsáhlém území.[ ...]

PŘENOS POČASÍ. Pohyb určitých povětrnostních podmínek spolu s jejich „přenašeči“ – vzduchovými hmotami, frontami, cyklóny a anticyklóny.[ ...]

V úzkém hraničním pásu oddělujícím vzduchové hmoty vznikají frontální zóny (fronty), vyznačující se nestabilním stavem meteorologických prvků: teploty, tlaku, vlhkosti, směru a rychlosti větru. Zde se s mimořádnou přehledností projevuje nejdůležitější princip ve fyzické geografii kontrastu prostředí, který se projevuje v prudké aktivaci výměny hmoty a energie v zóně kontaktu (kontaktu) přírodních komplexů různých vlastností a jejich součástí (F. N. Milkov, 1968). Aktivní výměna hmoty a energie mezi vzdušnými hmotami ve frontálních zónách se projevuje v tom, že právě zde dochází ke vzniku, pohybu se současným nárůstem výkonu a nakonec i zániku cyklón.[ ...]

Sluneční energie způsobuje planetární pohyby vzdušných hmot v důsledku jejich nerovnoměrného ohřevu. Vznikají grandiózní procesy atmosférické cirkulace, které jsou rytmického charakteru.[ ...]

Pokud ve volné atmosféře s turbulentními pohyby vzdušných hmot tento jev nehraje významnou roli, pak ve stacionárním nebo nízko se pohybujícím vnitřním vzduchu by měl být tento rozdíl zohledněn. V těsné blízkosti povrchu různých těles budeme mít vrstvu s určitým přebytkem negativních vzdušných iontů, zatímco okolní vzduch bude obohacen o kladné vzdušné ionty.[ ...]

Neperiodické změny počasí jsou způsobeny pohybem vzduchových mas z jedné geografické oblasti do druhé v obecném systému atmosférické cirkulace.[ ...]

Vzhledem k tomu, že ve vysokých nadmořských výškách dosahuje rychlost pohybu vzdušných hmot 100 m/s, mohou být ionty pohybující se v magnetickém poli vytěsněny, i když tyto posuny jsou ve srovnání s přenosem v proudu nevýznamné. Pro nás je důležité, že v polárních zónách, kde jsou siločáry magnetického pole Země na jejím povrchu uzavřeny, jsou deformace ionosféry velmi výrazné. Počet iontů, včetně ionizovaného kyslíku, v horní vrstvy atmosféra polárních zón je redukována. Ale hlavním důvodem nízkého obsahu ozonu v oblasti pólů je nízká intenzita slunečního záření, které dopadá i během polárního dne pod malými úhly k obzoru a během polární noci zcela chybí. Sama o sobě není stínící role ozonové vrstvy v polárních oblastech tak důležitá právě z důvodu nízké polohy Slunce nad obzorem, která vylučuje vysokou intenzitu UV záření povrchu. Plocha polárních „děr“ v ozonové vrstvě je však spolehlivým indikátorem změn celkového obsahu ozonu v atmosféře.[ ...]

Translační horizontální pohyby vodních mas spojené s pohybem významných objemů vody na velké vzdálenosti se nazývají proudy. Proudy vznikají pod vlivem různých faktorů, jako je vítr (tj. tření a tlak pohybujících se vzduchových hmot na vodní hladině), změny v rozložení atmosférický tlak, nerovnoměrnost rozložení hustoty mořskou vodou(tj. horizontální tlakový gradient vod různé hustoty ve stejných hloubkách), slapové síly Měsíce a Slunce. Charakter pohybu vodních mas výrazně ovlivňují i ​​sekundární síly, které ho samy nezpůsobují, ale projevují se až za přítomnosti pohybu. Mezi tyto síly patří síla, která vzniká rotací Země – Coriolisova síla, odstředivé síly, tření vod o dno a pobřeží kontinentů, vnitřní tření. Velký vliv mořské proudy jsou ovlivněny rozložením pevniny a moře, topografií dna a obrysy pobřeží. Proudy jsou klasifikovány hlavně podle původu. V závislosti na silách, které je vybudí, se proudy kombinují do čtyř skupin: 1) třecí (vítr a snos), 2) gradientně-gravitační, 3) přílivové, 4) inerciální.[ ...]

Větrné turbíny a plachetnice jsou poháněny pohybem vzduchových hmot v důsledku jejich zahřívání sluncem a vytváření proudů vzduchu nebo větrů. jeden.[ ...]

KONTROLA POHYBU. Formulace skutečnosti, že k pohybu vzduchových hmot a troposférickým poruchám dochází především ve směru izobar (izohyps) a následně i proudění vzduchu horní troposféry a spodní stratosféry.[ ...]

To může následně vést k narušení pohybu vzdušných mas v blízkosti průmyslových oblastí nacházejících se v sousedství takového parku a zvýšenému znečištění ovzduší.[ ...]

Většina povětrnostních jevů závisí na tom, zda jsou vzduchové hmoty stabilní nebo nestabilní. U stabilního vzduchu jsou vertikální pohyby v něm obtížné, u nestabilního vzduchu se naopak snadno rozvíjejí. Kritériem stability je pozorovaný teplotní gradient.[ ...]

Hydrodynamický, uzavřený typ s nastavitelným tlakem vzduchového polštáře, s tlumičem pulzací. Konstrukčně se skládá z tělesa se spodním břitem, sběrače s naklápěcím mechanismem, turbulátoru, horního břitu s mechanismem pro vertikální a horizontální pohyb, mechanismů pro jemné nastavení profilu výstupní štěrbiny s možností automatického ovládání příčný profil pásu papíru. Povrchy částí krabice, které přicházejí do styku s hmotou, jsou pečlivě vyleštěny a elektrolyticky vyleštěny.[ ...]

Potenciální teplota, na rozdíl od molekulární teploty T, zůstává konstantní během suchých adiabatických pohybů téže vzduchové částice. Pokud se v procesu pohybu vzduchové hmoty změnila její potenciální teplota, dochází k přílivu nebo odtoku tepla. Suchý adiabat je čára o stejné potenciální teplotě.[ ...]

Nejtypičtějším případem disperze je pohyb plynového paprsku v pohybujícím se médiu, tedy při horizontálním pohybu vzduchových hmot atmosféry.[ ...]

Hlavním důvodem krátkodobých oscilací OS je podle koncepce předložené v roce 1964 autorem práce horizontální pohyb osy ST, který přímo souvisí s pohybem dlouhých vln v atmosféře. Směr větru ve stratosféře nad místem pozorování navíc nehraje podstatnou roli. Jinými slovy, krátkodobé výkyvy OS jsou způsobeny změnou vzduchových hmot ve stratosféře nad pozorovacím místem, protože tyto hmoty oddělují ST.[ ...]

Stav volné hladiny nádrží je vzhledem k velké ploše jejich povrchu silně ovlivněn větrem. Kinetická energie proudu vzduchu se přenáší na vodní masy prostřednictvím třecích sil na rozhraní mezi dvěma médii. Jedna část přenesené energie se spotřebuje na tvorbu vln a druhá část se použije k vytvoření driftového proudu, tzn. progresivní pohyb povrchových vrstev vody ve směru větru. V nádržích omezené velikosti vede pohyb vodních mas driftovým proudem k deformaci volné hladiny. U návětrného pobřeží hladina klesá - vzniká větrná vlna, u závětrného pobřeží hladina stoupá - vzniká větrná vlna. Na nádržích Tsimlyansk a Rybinsk byly zaznamenány rozdíly hladin 1 m a více v blízkosti závětrných a návětrných břehů. Při dlouhém větru se zkosení ustálí. Masy vody, které jsou unášeným proudem přiváděny na závětrné pobřeží, jsou odkloněny opačným směrem gradientovým proudem v blízkosti dna.[ ...]

Získané výsledky jsou založeny na řešení úlohy pro stacionární podmínky. Uvažovaná měřítka terénu jsou však relativně malá a doba pohybu vzduchové hmoty ¿ = l:/u je malá, což nám umožňuje omezit se na parametrické zohlednění charakteristik přibližujícího se proudění vzduchu.[ . ..]

Ale ledová Arktida způsobuje potíže v zemědělství nejen kvůli chladným a dlouhým zimám. Chladná, a tedy dehydratovaná arktická oblast: vzduchové hmoty se během jaro-letního pohybu neohřívají. Čím vyšší teplota, tím více! k jeho nasycení je potřeba vlhkost. I. P. Gerasimov a K. K. Mkov poznamenali, že „v současnosti způsobuje prosté zvýšení ledové pokrývky arktické pánve. . . zas; na Ukrajině a v Povolží“ 2.[ ...]

V roce 1889 od břehů Severní Afrika Obrovský mrak kobylek letěl přes Rudé moře do Arábie. Pohyb hmyzu trval celý den a jeho hmotnost byla 44 milionů tun.V.I.Vernadskij tuto skutečnost považoval za důkaz obrovské síly živé hmoty, výraz tlaku života, snažícího se zachytit celou Zemi. Zároveň v tom viděl biogeochemický proces - migraci prvků obsažených v biomase kobylky, zcela zvláštní migraci - vzduchem, na velké vzdálenosti, neodpovídající obvyklému způsobu pohybu vzdušných hmot v atmosféra.[ ...]

Hlavním faktorem určujícím rychlost katabatických větrů je tedy teplotní rozdíl mezi ledovou pokrývkou a atmosférou 0 a úhel sklonu ledové plochy. Pohyb ochlazené vzduchové hmoty po svahu ledového dómu Antarktidy je umocněn účinky pádu vzduchové hmoty z výšky ledového dómu a vlivem barických gradientů v antarktické anticyklóně. Horizontální barické gradienty, které jsou prvkem tvorby katabatických větrů v Antarktidě, přispívají ke zvýšení odtoku vzduchu na periferii kontinentu, především díky jeho podchlazení v blízkosti povrchu ledového příkrovu a sklonu ledu. kupole směrem k moři.[ ...]

Rozbor synoptických map je následující. Podle informací zakreslených do mapy se zjišťuje skutečný stav atmosféry v době pozorování: rozložení a povaha vzduchových hmot a front, poloha a vlastnosti atmosférických poruch, poloha a povaha oblačnosti a srážek, rozmístění a povaha vzduchových hmot a front, poloha a vlastnosti atmosférických poruch, poloha a povaha oblačnosti a srážek, rozložení teploty atd. pro dané podmínky atmosférické cirkulace. Sestavením map pro různá období je můžete sledovat pro změny stavu atmosféry, zejména pro pohyb a vývoj atmosférických poruch, pohyb, transformaci a interakci vzdušných hmot atd. Prezentace atmosférických podmínek na synoptické mapy poskytují pohodlnou příležitost pro informace o stavu počasí.[ ....]

Atmosférické procesy v makroměřítku studované pomocí synoptických map, které jsou příčinou povětrnostního režimu ve velkých geografických oblastech. Jedná se o vznik, pohyb a změnu vlastností vzduchových hmot a atmosférické fronty; vznik, vývoj a pohyb atmosférických poruch - cyklón a anticyklón, vývoj kondenzačních systémů, vnitrohmotových a frontálních, v souvislosti s výše uvedenými procesy atd.[ ...]

Dokud není letecké chemické ošetření zcela vyloučeno, je nutné provést zlepšení v jeho aplikaci co nejpečlivějším výběrem objektů, snížením pravděpodobnosti "demolací" - pohybů řezných vzduchových mas, řízeným dávkováním atd. více využívat typologickou diagnostiku řízků. Chemie je mocným prostředkem péče o les. Je ale důležité, aby se chemická péče nezvrhla v otravu lesa, jeho obyvatel a návštěvníků.[ ...]

V přírodě kolem nás je voda v neustálém pohybu – a to je jen jeden z mnoha přirozených koloběhů látek v přírodě. Když říkáme „pohyb“, máme na mysli nejen pohyb vody jako fyzického těla (proudění), nejen její pohyb v prostoru, ale především přechod vody z jednoho fyzického stavu do druhého. Na obrázku 1 můžete vidět, jak funguje koloběh vody. Na hladinách jezer, řek a moří se voda vlivem energie slunečního záření mění ve vodní páru – tento proces se nazývá vypařování. Stejně tak se odpařuje voda z povrchu sněhové a ledové pokrývky, z listů rostlin i z těl zvířat a lidí. Vodní pára s teplejšími proudy vzduchu stoupá do horních vrstev atmosféry, kde se postupně ochlazuje a opět přechází v kapalinu nebo přechází do pevného skupenství – tento proces se nazývá kondenzace. Voda se přitom pohybuje pohybem vzdušných hmot v atmosféře (větry). Ze vzniklých kapiček vody a ledových krystalků se tvoří mraky, ze kterých nakonec na zem padá déšť nebo sníh. se vrátil na zem jako srážky voda stéká po svazích a shromažďuje se v potocích a řekách, které se vlévají do jezer, moří a oceánů. Část vody prosakuje půdou a horninami, dostává se do podzemních vod a podzemních vod, které také zpravidla odtékají do řek a jiných vodních ploch. Tím se kruh uzavírá a může se v přírodě opakovat donekonečna.[ ...]

SYNOPTICKÁ METEOROLOGIE. Meteorologická disciplína, která se formovala v druhé polovině 19. a zejména ve 20. století; doktrína atmosférických procesů na makroměřítku a předpovědi počasí na základě jejich studia. Takovými procesy jsou vznik, vývoj a pohyb cyklón a anticyklon, které úzce souvisí se vznikem, pohybem a vývojem vzduchových mas a front mezi nimi. Studium těchto synoptických procesů se provádí pomocí systematického rozboru synoptických map, vertikálních řezů atmosférou, aerologických diagramů a dalších pomocných prostředků. Přechod od synoptické analýzy cirkulačních poměrů na velkých plochách zemského povrchu k jejich předpovědi a k ​​předpovědi povětrnostních podmínek s nimi spojených se stále z velké části redukuje na extrapolaci a kvalitativní závěry z ustanovení dynamické meteorologie. Numerická (hydrodynamická) předpověď meteorologických polí je však v posledních 25 letech stále více využívána numerickým řešením rovnic termodynamiky atmosféry na elektronických počítačích. Podívejte se také na meteorologickou službu, předpověď počasí a řadu dalších termínů. Časté synonymum: předpověď počasí.[ ...]

Námi analyzovaný případ tryskového šíření není typický, protože téměř v jakékoli oblasti je velmi málo klidných období. Nejtypičtějším případem rozptylu je proto pohyb plynového paprsku v pohybujícím se médiu, tedy za přítomnosti horizontálního pohybu atmosférických vzduchových hmot.[ ...]

Je zřejmé, že jednoduše teplota vzduchu T není konzervativní charakteristikou tepelného obsahu vzduchu. Takže při konstantním obsahu tepla jednotlivého objemu vzduchu (turbulentní mol) se jeho teplota může měnit v závislosti na tlaku (1.1). Atmosférický tlak, jak víme, klesá s výškou. V důsledku toho vertikální pohyb vzduchu vede ke změnám jeho specifického objemu. V tomto případě je realizována práce expanze, která vede ke změnám teploty částic vzduchu i v případě, kdy jsou procesy isentropické (adiabatické), tzn. nedochází k výměně tepla jednotlivého hmotového prvku s okolním prostorem. Změny teploty vzduchu pohybujícího se vertikálně budou odpovídat suchým diabatickým gradientům nebo vlhkým diabatickým gradientům, v závislosti na povaze termodynamického procesu.

Obecná cirkulace atmosféry je cirkulace vzduchových hmot, která se rozprostírá po celé planetě. Jsou nositeli různých prvků a energie v celé atmosféře.

Přerušované a sezónní umístění tepelné energie způsobuje proudění vzduchu. To vede k různému zahřívání půdy a vzduchu v různých oblastech.

Proto je sluneční vliv zakladatelem pohybu vzdušných hmot a atmosférické cirkulace. Letecký provoz na naší planetě je zcela odlišný – dosahuje několika metrů či desítek kilometrů.

Nejjednodušší a nejsrozumitelnější schéma pro cirkulaci atmosféry plesu vzniklo před mnoha lety a používá se dodnes. Pohyb vzdušných mas je neměnný a nepřetržitý, pohybují se po naší planetě a vytvářejí začarovaný kruh. Rychlost pohybu těchto hmot přímo souvisí se slunečním zářením, interakcí s oceánem a interakcí atmosféry s půdou.

Atmosférické pohyby jsou způsobeny nestabilitou distribuce slunečního tepla po celé planetě. Střídání protilehlých vzduchových hmot - teplé a studené - jejich neustálé skákání nahoru a dolů, tvoří různé cirkulační systémy.

Teplo vzniká v atmosféře třemi způsoby – využitím solární radiace, za pomoci kondenzace páry a výměny tepla s půdním krytem.

Vlhký vzduch je také důležitý pro nasycení atmosféry teplem. V tomto procesu hraje důležitou roli tropická zóna Tichý oceán.

Proudění vzduchu v atmosféře

(Proudění vzduchu v zemské atmosféře)

Vzduchové hmoty se liší svým složením v závislosti na místě původu. Proudění vzduchu se dělí na 2 hlavní kritéria – kontinentální a námořní. Kontinentální se tvoří nad půdním pokryvem, takže jsou málo zvlhčené. Marines, na druhé straně, jsou velmi mokré.

Hlavní vzdušné proudy Země jsou pasáty, cyklóny a anticyklóny.

Pasáty se tvoří v tropech. Jejich pohyb směřuje k rovníkovým územím. To je způsobeno tlakovými rozdíly - na rovníku je nízký a v tropech vysoký.

(Pasáty (pasáty) jsou na diagramu zobrazeny červeně)

K tvorbě cyklón dochází nad hladinou teplých vod. Vzduchové hmoty se pohybují od středu k okrajům. Jejich vliv je charakterizován vydatnými srážkami a silným větrem.

Tropické cyklóny působí nad oceány v rovníkových územích. Vznikají v kteroukoli roční dobu a způsobují hurikány a bouře.

Anticyklóny se tvoří nad kontinenty, kde je nízká vlhkost, ale je zde dostatečné množství sluneční energie. Vzduchové hmoty se v těchto proudech přesouvají od okrajů do centrální části, kde se ohřívají a postupně klesají. Proto cyklóny přinášejí jasné a klidné počasí.

Monzuny jsou proměnlivé větry, které sezónně mění směr.

Rozlišují se také sekundární vzduchové hmoty, jako jsou tajfuny a tornáda, tsunami.

Pohyb vzdušných mas

Veškerý vzduch Země nepřetržitě cirkuluje mezi rovníkem a póly. Vzduch ohřátý na rovníku stoupá, je rozdělen na dvě části, jedna část se začíná pohybovat směrem k severnímu pólu, druhá část - směrem k jižnímu pólu. Když dosáhne pólů, vzduch se ochladí. Na pólech se kroutí a padá dolů.

Obrázek 1. Princip víření vzduchu

Ukazuje se dva obrovské víry, z nichž každý pokrývá celou polokouli, centra těchto vírů se nacházejí na pólech.
Po sestupu na pólech se vzduch začne pohybovat zpět k rovníku; na rovníku ohřátý vzduch stoupá. Poté se opět přesune k pólům.
Ve spodních vrstvách atmosféry je pohyb poněkud komplikovanější. Ve spodních vrstvách atmosféry se vzduch z rovníku jako obvykle začíná pohybovat směrem k pólům, ale na 30. rovnoběžce klesá dolů. Jedna jeho část se vrací k rovníku, kde opět stoupá, druhá část po poklesu na 30. rovnoběžce pokračuje v pohybu směrem k pólům.

Obrázek 2. Pohyb vzduchu na severní polokouli

Koncept větru

Vítr - pohyb vzduchu vzhledem k zemskému povrchu (horizontální složka tohoto pohybu), někdy hovoří o vzestupném nebo sestupném větru s přihlédnutím k jeho vertikální složce.

Rychlost větru

Odhad rychlosti větru v bodech, tzv Beaufortova stupnice, podle kterého je celý rozsah možných rychlostí větru rozdělen do 12 gradací. Tato stupnice dává sílu větru do souvislosti s jeho různými účinky, jako je stupeň drsnosti moře, kymácení větví a stromů, šíření kouře z komínů a tak dále. Každá gradace na Beaufortově stupnici má své specifické jméno. Nula Beaufortovy stupnice tedy odpovídá klidu, tzn. úplný bezvětří. vítr ve 4 bodů, podle Beauforta nazývá se střední a odpovídá rychlosti 5–7 m/s; v 7 bodech - silný, rychlostí 12-15 m / s; v 9 bodech - bouřkou, rychlostí 18-21 m / s; konečně vítr 12 bodů Beaufort je již hurikán, při rychlost přes 29 m/s . V blízkosti zemského povrchu se nejčastěji musíte potýkat s větry, jejichž rychlosti se pohybují v řádu 4–8 m/s a zřídka přesahují 12–15 m/s. 30 m / s a ​​v některých nárazech dosahují 60 m / s. V tropických hurikánech dosahují rychlosti větru 65 m / s a ​​jednotlivé nárazy - až 100 m / s. V malých vírech (tornáda, krevní sraženiny), jsou možné rychlosti vyšší než 100 m / s. proudy v horní troposféře a ve spodní stratosféře, průměrná rychlost větru pro dlouho a na velké ploše může dosáhnout až 70-100 m/s . Rychlost větru v blízkosti zemského povrchu měří anemometry různého provedení. Přístroje pro měření větru na pozemních stanicích jsou instalovány ve výšce 10–15 m nad zemským povrchem.

Směr větru

Směr větru označuje směr, ze kterého fouká. Tento směr můžete naznačit pojmenováním buď bodu na obzoru, odkud vítr vane, nebo úhlu, který svírá směr větru s poledníkem místa, tzn. jeho azimut. V prvním případě se rozlišuje osm hlavních bodů horizontu: sever, severovýchod, východ, jihovýchod, jih, jihozápad, západ, severozápad. A mezi nimi osm mezilehlých bodů: sever-severovýchod, východ-severovýchod, východ-jihovýchod, jih-jihovýchod, jiho-jihozápad, západ-jihozápad, západ-severozápad, sever-severozápad. Šestnáct bodů označujících směr, ze kterého vítr vane, má zkratky:

Atmosférická cirkulace

Atmosférická cirkulace - meteorologická pozorování stavu vzdušného obalu zeměkoule - atmosféry - ukazují, že vůbec není v klidu: pomocí korouhviček a anemometrů neustále pozorujeme přesuny vzduchových hmot z jednoho místa na druhé v forma větru. Studium větrů v různých částech zeměkoule ukázalo, že pohyby atmosféry v těch nižších vrstvách, které jsou dostupné našemu pozorování, jsou velmi odlišné povahy. Jsou místa, kde jevy větru, stejně jako jiné vlastnosti počasí, mají velmi výrazný charakter stability, známé touhy po stálosti. V jiných krajích však větry mění svůj charakter tak rychle a často, jejich směr a síla se mění tak prudce a náhle, jako by v jejich rychlých změnách nebylo zákona. Se zavedením synoptické metody pro studium neperiodických změn počasí však bylo možné zaznamenat určitou souvislost mezi rozložením tlaku a pohyby vzdušných hmot; další teoretické studie Ferrela, Guldberga a Mohna, Helmholtze, Bezolda, Oberbecka, Sprunga, Wernera Siemense a dalších meteorologů vysvětlily, kde a jak proudění vzduchu vzniká a jak je rozloženo po zemském povrchu a v hmotě atmosféry. Pečlivé studium meteorologických map znázorňujících stav spodní vrstvy atmosféry – počasí na samotném povrchu země, ukázalo, že tlak atmosféry je po zemském povrchu rozložen značně nerovnoměrně, obvykle ve formě oblastí s nižší nebo vyšší tlak než v okolí; podle systému větrů, které v nich vznikají, jsou tyto oblasti skutečné atmosférické víry. Oblasti snížený tlak běžně označované jako barometrické minima, barometrické deprese nebo cyklóny; oblasti vysoký krevní tlak se nazývají barometrická maxima nebo anticyklony. Veškeré počasí v oblasti, kterou zabírají, úzce souvisí s těmito oblastmi, které se výrazně liší pro oblasti nízkého tlaku od počasí v oblastech relativně vysokého tlaku. Uvedené regiony si při pohybu po zemském povrchu nesou s sebou i své charakteristické počasí a svými pohyby způsobují jeho neperiodické změny. Další studium těchto a dalších oblastí vedlo k závěru, že tyto typy rozložení atmosférického tlaku mohou mít ještě různý charakter z hlediska schopnosti udržet svou existenci a měnit svou polohu na zemském povrchu, liší se velmi odlišnou stabilitou: existují barometrická minima a maxima dočasná a trvalá. Zatímco ty první - víry - jsou dočasné a nevykazují dostatečnou stabilitu a více či méně rychle mění své místo na zemském povrchu, buď zesilují, nebo slábnou a nakonec se v relativně krátkých časových úsecích zcela rozpadají, oblasti konstantních maxim resp. minima mají extrémně vysokou stabilitu a velmi dlouhou dobu se udržují bez výrazných změn na stejném místě. Stabilita počasí a povaha vzdušných proudů v oblasti, kterou zaujímají, samozřejmě úzce souvisí s odlišnou stabilitou těchto oblastí: stálá maxima a minima budou odpovídat jak stálému, stabilnímu počasí, tak určitému, neměnnému systému větry, které zůstávají na svém místě měsíce; dočasné vichřice svými rychlými neustálými pohyby a změnami způsobují extrémně proměnlivé počasí a pro danou oblast velmi nestabilní větrný systém. Ve spodní vrstvě atmosféry, v blízkosti zemského povrchu, jsou tedy pohyby atmosféry velmi rozmanité a složité, a navíc ne vždy a všude mají dostatečnou stabilitu, zejména v těch oblastech, kde víry dočasného charakteru převládají. Jaké budou pohyby mas vzduchu v poněkud vyšších vrstvách atmosféry, běžná pozorování nic neříkají; pouze pozorování pohybů mraků nám umožňuje myslet si, že tam - v určité výšce nad povrchem země jsou všechny pohyby vzdušných hmot obecně poněkud zjednodušené, určitější a rovnoměrnější. Mezitím není nouze o fakta poukazující na obrovský vliv vysokých vrstev atmosféry na počasí v těch nižších: stačí například. , ukazují, že směr pohybu časových vírů je zjevně přímo úměrný pohybu vysokých vrstev atmosféry. Proto ještě předtím, než věda začala mít dostatečné množství faktů k vyřešení problému pohybů vysokých vrstev atmosféry, existovaly již některé teorie, které se snažily spojit všechna jednotlivá pozorování pohybů. spodní vrstvy vzduchu a vytvořit obecné schéma pro atmosféru C.; taková byla například Mauryho teorie atmosférické atmosféry. Ale dokud nebylo shromážděno dostatečné množství faktů, dokud nebyl zcela objasněn vztah mezi tlakem vzduchu v daných bodech a jeho pohyby, do té doby nemohly takové teorie, založené spíše na hypotézách než na skutečných datech, poskytnout skutečnou představu o ​to, co se skutečně může a děje v atmosféře. Teprve ke konci minulého XIX století. bylo k tomu nashromážděno dostatek faktů a dynamika atmosféry se rozvinula do takové míry, že bylo možné podat skutečný, a nikoli odhadovaný obraz centrální atmosféry. Čest vyřešit problém obecné cirkulace vzdušných hmot v atmosféře patří americkému meteorologovi William Ferrel- řešení tak obecné, úplné a pravdivé, že všichni pozdější badatelé v této oblasti pouze rozvíjeli detaily nebo dělali další doplňky k hlavním myšlenkám Ferrela. Hlavní příčinou všech pohybů v atmosféře je nerovnoměrné zahřívání různých bodů na zemském povrchu. sluneční paprsky. Nerovnoměrnost ohřevu má za následek vznik tlakového rozdílu v různě vyhřívaných bodech; a výsledkem rozdílu tlaků bude vždy a vždy pohyb mas vzduchu z míst vyšších do míst více nízký tlak. Kvůli silnému zahřívání rovníkových šířek a velmi nízké teplotě polárních zemí na obou polokoulích se proto vzduch přiléhající k zemskému povrchu musí začít pohybovat. Pokud podle dostupných pozorování vypočítáme průměrné teploty různých zeměpisných šířek, ukáže se, že rovník bude v průměru o 45 ° teplejší než póly. Pro určení směru pohybu je nutné vysledovat rozložení tlaku na zemském povrchu a ve hmotě atmosféry. Aby se vyloučilo nerovnoměrné rozložení země a vody na zemském povrchu, které značně komplikuje veškeré výpočty, Ferrel vycházel z předpokladu, že země i voda jsou rovnoměrně rozmístěny podél rovnoběžek, a vypočítal průměrné teploty různých rovnoběžek, pokles teploty jak stoupá do určité výšky nad zemským povrchem a tlakem na dně; a poté z těchto údajů již vypočítal tlak v některých dalších výškách. Další malá tabulka představuje výsledek Ferrelových výpočtů a uvádí rozložení tlaku v průměru v zeměpisných šířkách na povrchu země a ve výškách 2000 a 4000 m.

Ponecháme-li zatím stranou nejnižší vrstvu atmosféry, kde je rozložení teploty, tlaku, ale i proudů velmi nerovnoměrné, pak v určité výšce, jak je patrné z tabulky, vlivem vzestupného proudu ohřátého vzduchu v blízkosti rovníku, najdeme nad tímto posledním zvýšeným tlakem, rovnoměrně klesajícím směrem k pólům a zde dosahujícím své nejmenší hodnoty. Při takovém rozložení tlaku v těchto výškách nad zemským povrchem by se mělo vytvořit grandiózní proudění, pokrývající celou polokouli a spojující masy teplého, ohřátého vzduchu stoupajícího poblíž rovníku k centrům nízkého tlaku, k pólům. Vezmeme-li v úvahu i vychylovací působení odstředivé síly vyplývající z každodenní rotace Země kolem své osy, která by každé pohybující se těleso mělo na severních polokoulích vychýlit z původního směru doprava, na jižních doleva , pak se v příslušných výškách na každé polokouli výsledné proudění zjevně promění v obrovský vír, který unáší vzduchové hmoty ve směru od jihozápadu k severovýchodu na severní polokouli, od severozápadu k jihovýchodu - v Jižní polokoule.

Pozorování pohybu cirrů a další tyto teoretické závěry potvrzují. Jak se kruhy zeměpisných šířek zužují, přibližujíce se k pólům, rychlost pohybu vzdušných mas v těchto vírech vzroste, ale až k určité hranici; pak to bude trvalejší. V blízkosti pólu by přitékající vzduchové hmoty měly klesat dolů, ustupovat nově přitékajícímu vzduchu, tvořit sestupný proud, a pak by měly proudit dolů zpět k rovníku. Mezi těmito dvěma proudy musí být v určité výšce neutrální vrstva vzduchu v klidu. Dole však takový správný přesun vzduchových hmot od pólů k rovníku pozorován není: předchozí deska ukazuje, že ve spodní vrstvě vzduchu bude tlak atmosféry nejvyšší u dna, nikoli u pólů, ale v dolní vrstvě vzduchu bude tlak atmosféry nejvyšší u pólů. jak to má být se správným rozdělením odpovídajícím hornímu. nejvyšší tlak ve spodní vrstvě spadá do zeměpisné šířky asi 30°-35° v obou polokoulích; v důsledku toho budou z těchto center zvýšeného tlaku nižší proudy směřovány jak k pólům, tak k rovníku, čímž se vytvoří dva samostatné větrné systémy. Důvod tohoto jevu, také teoreticky vysvětlený Ferrelem, je následující. Ukazuje se, že v určité výšce nad zemským povrchem může v závislosti na změně zeměpisné šířky místa, velikosti gradientu a koeficientu tření klesnout poledníková složka rychlosti vzdušných hmot až k 0. To je přesně to, co se děje v zeměpisných šířkách cca. 30°-35°: zde v určité výšce nejenom z tohoto důvodu nedochází k pohybu vzduchu směrem k pólům, ale dokonce díky jeho nepřetržitému přílivu od rovníku a od pólů dochází k jeho akumulaci, která vede k zvýšení tlakové níže v těchto zeměpisných šířkách . Tedy na samotném povrchu Země na každé polokouli, jak již bylo zmíněno, vznikají dva systémy proudů: od 30° k pólům vanou větry směřující v průměru od jihozápadu k severovýchodu na severu, od severozápadu k jihovýchod na jižní polokouli; od 30° k rovníku, na severní polokouli vanou větry od SV k JZ, na jižní polokouli od JV k SZ. Tyto dva poslední systémy větrů vanoucích na obou polokoulích mezi rovníkem a 31° zeměpisnou šířkou tvoří jakoby široký prstenec oddělující oba grandiózní víry ve spodní a střední vrstvě atmosféry, přenášející vzduch od rovníku k pólům. (viz také Atmosférický tlak). Tam, kde se tvoří vzestupné a sestupné vzdušné proudy, je pozorován klid; to je právě původ rovníkové a tropické pásy umlčet; podobný pás ticha musí podle Ferrela existovat i na pólech.

Kam však směřuje zpětné proudění vzduchu, šířící se od pólů k rovníku po dně? Je však třeba vzít v úvahu, že jak se člověk vzdaluje od pólů, rozměry kruhů zeměpisných šířek a následně i plochy pásů stejné šířky, které zabírají šířící se vzduchové masy, rychle rostou; že rychlost proudů musí rychle klesat nepřímo úměrně nárůstu v těchto oblastech; že na pólech konečně sestupuje shora vzduch, který je v horních vrstvách velmi řídký, jehož objem se vzrůstajícím tlakem směrem dolů velmi rychle klesá. Všechny tyto důvody plně vysvětlují, proč je obtížné, a dokonce přímo nemožné, sledovat tyto zpětné nižší proudy v určité vzdálenosti od pólů. To je v obecně řečeno schéma obecné cirkulující atmosféry, za předpokladu rovnoměrného rozložení země a vody podél rovnoběžek, dané Ferrelem. Pozorování to plně potvrzují. Pouze ve spodní vrstvě atmosféry budou vzdušné proudy, jak sám Ferrel upozorňuje, mnohem komplikovanější než toto schéma právě kvůli nerovnoměrnému rozložení půdy a vody a nerovnoměrnosti jejich ohřevu slunečními paprsky a jejich chlazení v nepřítomnosti nebo snížení slunečního záření; hory a kopce mají také významný vliv na pohyb nejnižších vrstev atmosféry.

Pečlivá studie posunů atmosféry v blízkosti zemského povrchu obecně ukazuje, že vírové systémy představují hlavní formu takových posunů. Počínaje grandiózními víry, zahrnujícími podle Ferrela každou celou hemisféru, vichřice, jak se jim může říkat první objednávka, v blízkosti zemského povrchu je třeba pozorovat postupně se zmenšující vírové systémy, včetně elementárních malých a jednoduchých vírů. V důsledku vzájemného působení proudů různých rychlostí a směrů v oblasti vírů prvního řádu v blízkosti zemského povrchu, víry druhého řádu- konstantní a dočasná barometrická maxima a minima zmíněná na začátku tohoto článku, představující svým původem jakoby derivát předchozích vírů. Studium vzniku bouřek vedlo A. V. Klossovského a další badatele k závěru, že tyto jevy nejsou ničím jiným než podobným strukturou, ale nesrovnatelně menší velikostí ve srovnání s předchozími, víry třetího řádu. Zdá se, že tyto víry vznikají na okraji barometrických minim (víry druhého řádu) úplně stejně jako kolem velké prohlubně tvořené na vodě veslem, které veslujeme při plavbě na lodi, malé, velmi rychle se točící a mizející tvoří se vířivky. Úplně stejně tak barometrická minima druhého řádu, což jsou výkonné cirkulace vzduchu, při svém pohybu tvoří menší cirkulace vzduchu, které ve srovnání s minimem, které je tvoří, mají velmi malé rozměry.

Pokud jsou tyto vichřice doprovázeny elektrickými jevy, které mohou být často způsobeny odpovídajícími podmínkami teploty a vlhkosti vzduchu proudícího do středu barometrického minima zespodu, pak se projevují ve formě bouřkových vírů, doprovázených obvyklým jevy elektrického výboje, hromu a blesku. Nejsou-li podmínky příznivé pro rozvoj bouřkových jevů, pozorujeme tyto víry třetího řádu ve formě rychle se míjejících bouří, bouřek, přeháněk atd. Je však každý důvod se domnívat, že tyto tři kategorie, tak odlišné v rozsahu jevu nejsou vírové atmosféry vyčerpány. Struktura tornád, krevních sraženin a dalších jevů ukazuje, že v těchto jevech máme co do činění i se skutečnými víry; ale velikost těchto víry čtvrtého řádu ještě méně, ještě bezvýznamnější než bouřkové víry. Studium pohybů atmosféry nás tedy vede k závěru, že pohyby vzdušných hmot probíhají převážně, ne-li výhradně, generováním vírů. Víry prvního řádu, které pokrývají každou celou polokouli, vznikají vlivem čistě teplotních podmínek a dávají vzniknout vírům menších velikostí v blízkosti zemského povrchu; ty jsou zase příčinou ještě menších vírů. Dochází k jakési postupné diferenciaci větších vírů na menší; ale základní charakter všech těchto vírových systémů zůstává naprosto stejný, od největšího po nejmenší, a to i v tornádách a krevních sraženinách.

Ohledně vírů druhého řádu – permanentních a dočasných barometrických maxim a minim – zbývá říci následující. Vyšetřování Hofmeyera, Teisseranda de Bohra a Hildebrandsona poukázalo na úzký vztah mezi vznikem a zejména pohybem časových maxim a minim se změnami, kterými procházejí permanentní maxima a minima. Pouhá skutečnost, že tyto posledně jmenované se všemi možnými změnami počasí v regionech, které je obklopují, mění své hranice nebo obrysy velmi málo, naznačuje, že zde máme co do činění s některými trvalými příčinami, které leží nad vlivem běžných povětrnostních faktorů. Podle Teisseranda de Bora vedou tlakové rozdíly v důsledku nerovnoměrného ohřevu nebo ochlazování různých částí zemského povrchu, sečtené pod vlivem kontinuálního nárůstu primárního faktoru po více či méně dlouhé časové období, k velkým barometrickým maxima a minima. Pokud primární příčina působí nepřetržitě nebo dostatečně dlouho, výsledkem jejího působení budou trvalé, stabilní vířivé systémy. Po dosažení určité velikosti a dostatečné intenzity jsou tato konstantní maxima a minima již determinanty nebo regulátory počasí v rozsáhlých oblastech po jejich obvodu. Tak velká, konstantní maxima a minima byla získána v V poslední době, když se vyjasnila jejich role v povětrnostních jevech zemí, které je obklopovaly, jméno centra působení atmosféry. Vzhledem k neměnnosti konfigurace zemského povrchu a následné kontinuitě působení primární příčiny, která způsobuje jejich existenci, je poloha takových maxim a minim na zeměkoule je dobře definovaný a do určité míry neměnný. Ale v závislosti na různých podmínkách se jejich hranice a jejich intenzita mohou v určitých mezích lišit. A tyto změny v jejich intenzitě a jejich obrysech by se zase měly promítnout do počasí nejen sousedních, ale někdy i dosti vzdálených zemí. Studie Teisseranda de Bora tak plně prokázaly závislost počasí v Evropě na jednom z následujících center působení: anomálie negativní povahy, doprovázené poklesem teploty oproti normálu, jsou způsobeny zesílením a rozšířením sibiřské maximum nebo zesílením a vytlačením azorského maxima; anomálie pozitivního charakteru - se zvýšením teploty proti normálu - jsou přímo závislé na pohybu a intenzitě islandského minima. Hildebrandson šel v tomto směru ještě dále a celkem úspěšně se pokusil propojit změny intenzity a pohybu dvou jmenovaných atlantických center se změnami nejen v Sibiřské výšině, ale i v centrech tlaku v Indickém oceánu.

vzduchové hmoty

Pozorování počasí se značně rozšířilo ve druhé polovině 19. století. Byly nezbytné pro sestavení synoptických map znázorňujících rozložení tlaku a teploty vzduchu, větru a srážek. V důsledku analýzy těchto pozorování se vyvinula představa o vzdušných hmotách. Tento koncept umožnil kombinovat jednotlivé prvky, identifikovat různé povětrnostní podmínky a podávat předpovědi počasí.

vzduchová hmota nazývá se velký objem vzduchu, který má horizontální rozměry několik stovek nebo tisíců kilometrů a vertikální rozměry řádově 5 km, vyznačující se přibližnou rovnoměrností teploty a vlhkosti a pohybující se jako jeden systém v jednom z proudů obecný oběh atmosféra (OCA)

Homogenity vlastností vzduchové hmoty je dosaženo jejím vytvořením na homogenním podkladovém povrchu a za podobných radiačních podmínek. Kromě toho jsou nutné takové podmínky cirkulace, za kterých by vzduchová hmota setrvávala po dlouhou dobu v oblasti tvorby.

Hodnoty meteorologických prvků ve vzduchové hmotě se nevýznamně mění - jejich kontinuita je zachována, horizontální gradienty jsou malé. Při rozboru meteorologických polí, dokud setrváme v dané vzduchové hmotě, je možné aplikovat lineární grafickou interpolaci s dostatečnou aproximací při kreslení např. izoterm.

V přechodové (frontální zóně) mezi dvěma vzduchovými hmotami dochází k prudkému nárůstu horizontálních gradientů meteorologických hodnot, blížícím se prudkému přechodu z jedné hodnoty do druhé, nebo alespoň změně velikosti a směru gradientů. jako nejvíce charakteristický rys jedné nebo druhé vzduchové hmoty se odebírá pseudopotenciální teplota vzduchu, která odráží jak skutečnou teplotu vzduchu, tak jeho vlhkost.

Pseudopotenciální teplota vzduchu - teplota, kterou by měl vzduch při adiabatickém procesu, kdyby nejprve veškerá vodní pára v něm obsažená zkondenzovala při neomezeně klesajícím tlaku a vypadla ze vzduchu a uvolněné latentní teplo by šlo ohřát vzduch, a pak vzduch by se dostal pod standardní tlak.

Protože teplejší vzduchová hmota je obvykle také vlhčí, je rozdíl pseudopotenciálních teplot dvou sousedních vzduchových hmot mnohem větší než rozdíl jejich skutečných teplot. Pseudopotenciální teplota se však mění pomalu s výškou v rámci dané vzduchové hmoty. Tato vlastnost pomáhá určit stratifikaci vzduchových hmot nad sebou v troposféře.

Měřítko vzdušných hmot

Vzduchové hmoty jsou stejného řádu jako hlavní proudy všeobecné cirkulace atmosféry. Lineární rozsah vzduchových hmot v horizontálním směru se měří v tisících kilometrů. Svisle se vzduchové hmoty rozprostírají až několik kilometrů troposféry, někdy až k její horní hranici.

Při lokálních cirkulacích, jako jsou např. vánek, horsko-údolní větry, větry, je také vzduch v cirkulačním proudění víceméně svými vlastnostmi a pohybem izolován od okolní atmosféry. V tomto případě však nelze mluvit o vzdušných hmotách, protože rozsah jevů zde bude jiný.

Například pás pokrytý vánkem může mít šířku jen 1-2 desítky kilometrů, a proto nebude mít dostatečný odraz na synoptické mapě. Vertikální síla větrného proudu se také rovná několika stovkám metrů. U lokálních cirkulací tedy nemáme co do činění s nezávislými vzduchovými hmotami, ale pouze s narušeným stavem uvnitř vzduchových hmot na krátkou vzdálenost.

Objekty vzniklé interakcí vzduchových hmot - přechodné zóny (frontální plochy), systémy frontální oblačnosti a srážek, cyklonální poruchy, mají řádově stejnou velikost jako samotné vzduchové hmoty - jsou plošně srovnatelné s velkými částmi kontinentů popř. oceány a jejich časová existence – více než 2 dny ( tab. čtyři):

Vzduchová hmota má jasné hranice, které ji oddělují od ostatních vzduchových hmot.

Přechodové zóny mezi vzduchovými hmotami s různými vlastnostmi se nazývají přední plochy.

V rámci stejné vzduchové hmoty lze s dostatečnou aproximací použít grafickou interpolaci, například při kreslení izoterm. Ale při průchodu frontální zónou z jedné vzduchové hmoty do druhé lineární interpolace již nedává správnou představu o skutečném rozložení meteorologických prvků.

Centra tvorby vzduchových hmot

Vzduchová hmota získává jasné charakteristiky ve středu formace.

Zdroj tvorby vzduchových hmot musí splňovat určité požadavky:

Homogenita podkladového povrchu vody nebo země, aby vzduch ve zdroji byl vystaven dostatečně podobným vlivům.

Homogenita radiačních podmínek.

Cirkulační podmínky, které přispívají k umístění vzduchu v oblasti.

Středy formace jsou obvykle oblasti, kde vzduch klesá a následně se šíří v horizontálním směru – anticyklonální systémy tento požadavek splňují. Anticyklony jsou častěji než cyklony přisedlé, takže k tvorbě vzduchových hmot obvykle dochází v rozsáhlých sedavých (kvazistacionárních) anticyklónách.

Navíc sedavé a difúzní tepelné deprese, které se vyskytují nad vyhřívanými pozemky, splňují požadavky zdroje.

A konečně, k tvorbě polárního vzduchu dochází částečně v horních vrstvách atmosféry v nízko se pohybujících, rozsáhlých a hlubokých centrálních cyklonech ve vysokých zeměpisných šířkách. V těchto barických systémech probíhá přeměna (přeměna) tropického vzduchu vtahovaného do vysokých zeměpisných šířek v horní troposféře na polární vzduch. Všechny uvedené barické systémy lze také nazvat centry vzduchových hmot, a to nikoli z geografického, ale ze synoptického hlediska.

Geografická klasifikace vzdušných hmot

Vzduchové hmoty jsou klasifikovány především podle center jejich formování v závislosti na jejich umístění v jedné ze zeměpisných zón - arktické nebo antarktické, polární nebo mírné zeměpisné šířky, tropické a rovníkové.

Podle geografické klasifikace lze vzduchové hmoty rozdělit do hlavních geografických typů podle zeměpisných zón, ve kterých se nacházejí jejich centra:

arktický nebo antarktický vzduch (AB),

Polární nebo mírný vzduch (PV nebo SW),

Tropický vzduch (TV). Tyto vzduchové hmoty se navíc dělí na mořské (m) a kontinentální (c) vzdušné hmoty: mAV a cAV, mUV a kUV (nebo mPV a kPV), mTV a kTV.

Rovníkové vzdušné hmotnosti (EW)

Co se týče rovníkových šířek, dochází ke sbližování (konvergenci proudění) a stoupání vzduchu, takže vzduchové hmoty nacházející se nad rovníkem jsou obvykle přiváděny ze subtropického pásma. Někdy se však rozlišují samostatné rovníkové vzdušné hmoty.

Někdy kromě center v přesném slova smyslu existují oblasti, kde se v zimě při pohybu vzduchové hmoty přeměňují z jednoho typu na druhý. Jedná se o oblasti v Atlantiku jižně od Grónska a v Tichý oceán nad Beringovým a Ochotským mořem, kde se MW mění na MW, oblasti nad jihovýchodní částí Severní Amerika a na jih Japonska v Tichém oceánu, kde se CVW během zimního monzunového procesu přeměňuje na MW, a oblast v jižní Asii, kde se asijské CVW přeměňuje na tropický vzduch (také v monzunovém proudění)

Transformace vzduchových hmot

Když se podmínky cirkulace změní, vzduchová hmota se jako celek přesune z centra své formace do sousedních oblastí a interaguje s jinými vzduchovými hmotami.

Při pohybu začne vzduchová hmota měnit své vlastnosti - budou již záviset nejen na vlastnostech zdroje formování, ale také na vlastnostech sousedních vzduchových hmot, na vlastnostech podkladového povrchu, přes který vzduchová hmota prochází a také na délce času, který uplynul od vytvoření vzduchové hmoty.

Tyto vlivy mohou způsobit změny vlhkosti vzduchu a také změnu teploty vzduchu v důsledku uvolňování latentního tepla nebo výměny tepla s podkladovým povrchem.

Proces změny vlastností vzdušné hmoty se nazývá transformace nebo evoluce.

Transformace spojená s pohybem vzduchové hmoty se nazývá dynamická. Rychlost pohybu vzduchové hmoty v různých výškách bude různá, přítomnost posunu rychlosti způsobuje turbulentní míchání. Pokud jsou spodní vrstvy vzduchu ohřívány, dochází k nestabilitě a dochází ke konvekčnímu míšení.

Kvůli následujícím faktorům:

Síla barického gradientu (tlakový gradient);

Coriolisova síla;

geostrofický vítr;

gradientní vítr;

Třecí síla.

barický gradient vede k tomu, že vítr, ke kterému dochází v důsledku pohybu vzduchu ve směru barického gradientu z oblasti vyššího tlaku do oblasti tlaku dmychadla. Atmosférický tlak je 1,033 kg/cm², měřeno v mm Hg, mB a hPa.

Ke změně tlaku dochází při pohybu vzduchu v důsledku jeho zahřívání a ochlazování. Hlavním důvodem přenosu vzduchových hmot jsou konvektivní proudění - stoupání teplého vzduchu a jeho nahrazování zdola vzduchem studeným (vertikální konvekční proudění). Při setkání s vrstvou vzduchu o vysoké hustotě se šíří a vytvářejí horizontální konvekční proudy.

Coriolisova síla- odpudivá síla. Vzniká, když se Země otáčí. Při jeho působení se vítr odklání na severní polokouli - doprava, na jižní - doleva, tzn. na severu se odchyluje k východu. Blíže k pólům se vychylovací síla zvyšuje.

geostrofický vítr.

V mírných zeměpisných šířkách je síla tlakového gradientu a Coriolisova síla vyvážená, přičemž vzduch se nepohybuje z oblasti vysokého tlaku do oblasti nízkého tlaku, ale proudí mezi nimi rovnoběžně s izobarami.

gradientní vítr- jde o kruhový pohyb vzduchu rovnoběžně s izobarami pod vlivem odstředivých a dostředivých sil.

Vliv třecí síly.

Tření vzduchu o zemský povrch narušuje rovnováhu mezi silou horizontálního barického gradientu a Coriolisovou silou, zpomaluje pohyb vzdušných hmot, mění jejich směr tak, že se proud vzduchu nepohybuje po izobarách, ale křižuje je v úhel.

S výškou slábne účinek tření, zvětšuje se odchylka větru od spádu. Změna rychlosti a směru větru s výškou se nazývá Ekmanova spirála.

Průměrná dlouhodobá spirála větru u Země je 9,4 m/s, maximum je u Antarktidy (až 22 m/s), nárazy někdy dosahují 100 m/s.

S výškou se rychlost větru zvyšuje a dosahuje stovek m/s. Směr větru závisí na rozložení tlaku a vychylovacím účinku rotace Země. V zimě jsou větry nasměrovány z pevniny na oceán, v létě - z oceánu na pevninu. Místní větry se nazývají breeze, foehn, bora.