Interacțiunea dintre ocean și atmosferă.

27. Circulaţia maselor de aer.

© Vladimir Kalanov,
"Cunoașterea este putere".

Mișcarea maselor de aer în atmosferă este determinată de condițiile termice și de modificările presiunii aerului. Se numește setul de curenți principali de aer de pe planetă circulația atmosferică generală. Principalele mișcări atmosferice de mare amploare care alcătuiesc circulația generală a atmosferei: curenți de aer, curenți cu jet, fluxuri de aer în cicloni și anticicloni, alizee și musoni.

Mișcarea aerului relativă suprafața pământului – vânt- apare deoarece presiunea atmosferică în diverse locuri masa de aer nu este aceeași. Este general acceptat că vântul este mișcarea orizontală a aerului. De fapt, aerul se mișcă de obicei nu paralel cu suprafața Pământului, ci sub un unghi ușor, deoarece presiunea atmosferică se modifică atât pe direcția orizontală, cât și pe cea verticală. Direcția vântului (nord, sud etc.) înseamnă direcția în care bate vântul. Forța vântului se referă la viteza acestuia. Cu cât este mai sus, cu atât vântul este mai puternic. Viteza vântului se măsoară la statii meteo la o altitudine de 10 metri deasupra Pământului, în metri pe secundă. În practică, puterea vântului se măsoară în puncte. Fiecare punct corespunde la doi până la trei metri pe secundă. Cu o forță a vântului de 9, este deja considerată o furtună, iar cu un vânt de 12, este considerat un uragan. Termenul comun „furtună” înseamnă orice vânt puternic, indiferent de numărul de puncte. Viteza vântului puternic, de exemplu, în timpul unui uragan tropical, atinge valori enorme - până la 115 m/s sau mai mult. Vântul crește în medie odată cu înălțimea. La suprafața Pământului, viteza acestuia este redusă prin frecare. Iarna, viteza vântului este în general mai mare decât în ora de vara. Cele mai mari viteze ale vântului se observă în latitudinile temperate și polare din troposferă și stratosfera inferioară.

Modelul modificărilor vitezei vântului pe continente la altitudini joase (100–200 m) nu este complet clar. aici viteza vântului atinge cea mai mare valori mari după-amiaza, iar cele mai mici noaptea. Acest lucru este cel mai bine observat vara.

Vânturi foarte puternice, până la vânturi furtunoase, au loc în timpul zilei în deșerturile Asiei Centrale, iar noaptea este calm total. Dar deja la o altitudine de 150–200 m, se observă imaginea exact opusă: viteză maximă noaptea și minimă ziua. Aceeași imagine se observă atât vara, cât și iarna la latitudinile temperate.

Vânturile puternice pot cauza multe probleme piloților de avioane și elicoptere. Jeturile de aer care se deplasează în direcții diferite, în șocuri, rafale, uneori slăbindu-se, alteori intensificându-se, creează un mare obstacol în calea mișcării aeronavei - apare denivelările - o perturbare periculoasă a zborului normal.

Vânturi sufla din lanțurile muntoase ale continentului răcit spre mare caldă, sunt numite bora. Acesta este un vânt puternic, rece, cu rafale, care de obicei bate în sezonul rece.

Mulți oameni cunosc bora din regiunea Novorossiysk, la Marea Neagră. Acestea sunt create aici conditii naturale ca viteza borei poate ajunge la 40 si chiar 60 m/s, iar temperatura aerului scade la minus 20°C. Borul apare cel mai adesea între septembrie și martie, în medie 45 de zile pe an. Uneori, consecințele lui au fost următoarele: portul a înghețat, navele au acoperit cu gheață, clădirile, terasamentul, acoperișurile au fost rupte de case, trăsurile s-au răsturnat, navele au fost aruncate la țărm. Borul este observat și în alte regiuni ale Rusiei - pe Lacul Baikal, pe Novaia Zemlya. Bora este cunoscută pe coasta mediteraneană a Franței (unde se numește mistral) și în Golful Mexic.

Uneori, în atmosferă apar vârtejuri verticale cu mișcare rapidă a aerului ca o spirală. Aceste vârtejuri se numesc tornade (în America se numesc tornade). Tornadele pot avea diametrul de câteva zeci de metri, uneori până la 100–150 m. Este extrem de dificil să măsurați viteza aerului în interiorul unei tornade. Pe baza naturii distrugerii produse de o tornadă, valorile estimate ale vitezei pot fi de 50–100 m/s, iar în vârtejuri deosebit de puternice – până la 200–250 m/s cu o componentă verticală mare a vitezei. . Presiunea din centrul coloanei tornadei în creștere scade cu câteva zeci de milibari. Milibarii sunt de obicei utilizați pentru a determina presiunea în practica sinoptică (împreună cu milimetrii de mercur). Pentru a converti bare (milibari) în mm. Există tabele speciale pentru coloana de mercur. În sistemul SI, presiunea atmosferică este măsurată în hectopascali. 1gPa=102Pa=1mb=10 -3 bar.

Tornadele nu durează mult - de la câteva minute la câteva ore. Dar chiar și în acest timp scurt reușesc să provoace multe necazuri. Când o tornadă (pe uscat, tornadele sunt uneori numite cheaguri de sânge) se apropie de clădiri, diferența dintre presiunea din interiorul clădirii și din centrul cheagului de sânge duce la faptul că clădirile par să explodeze din interior - pereții sunt distruși. , sticla și ramele zboară afară, acoperișurile sunt rupte și, uneori, nu sunt implicate victime. Există cazuri când oameni, animale, precum și diverse articole o tornadă se ridică în aer și o poartă zeci sau chiar sute de metri. În mișcarea lor, tornadele se deplasează câteva zeci de kilometri peste mare și chiar mai mult pe uscat. Puterea distructivă a tornadelor asupra mării este mai mică decât asupra pământului. În Europa, cheagurile de sânge sunt rare; ele apar mai des în partea asiatică a Rusiei. Dar tornadele sunt deosebit de frecvente și distructive în Statele Unite. Citiți mai multe despre tornade și tornade pe site-ul nostru în secțiunea.

Presiunea atmosferică este foarte variabilă. Depinde de înălțimea coloanei de aer, densitatea acesteia și de accelerația gravitației, care variază în funcție de latitudine și altitudine deasupra nivelului mării. Densitatea aerului este masa pe unitatea de volum. Densitatea aerului umed și uscat diferă considerabil numai la temperaturi ridicate și umiditate ridicată. Pe măsură ce temperatura scade, densitatea crește; odată cu altitudinea, densitatea aerului scade mai lent decât presiunea. Densitatea aerului nu este de obicei măsurată direct, ci este calculată folosind ecuații bazate pe temperaturile și presiunile măsurate. Densitatea aerului este măsurată indirect prin decelerația sateliților artificiali de pe Pământ, precum și din observațiile privind răspândirea norilor artificiali de vapori de sodiu creați de rachetele meteorologice.

În Europa, densitatea aerului la suprafața Pământului este de 1,258 kg/m3, la o altitudine de 5 km - 0,735, la o altitudine de 20 km - 0,087 și la o altitudine de 40 km - 0,004 kg/m3.

Cu cât coloana de aer este mai scurtă, de ex. cu cât locul este mai mare, cu atât presiunea este mai mică. Dar scăderea densității aerului odată cu înălțimea complică această relație. Ecuația care exprimă legea modificării presiunii cu înălțimea într-o atmosferă de repaus se numește ecuația de bază a staticii. Din aceasta rezultă că, odată cu creșterea altitudinii, modificarea presiunii este negativă, iar la creșterea la aceeași înălțime, cu cât căderea de presiune este mai mare, cu atât densitatea aerului și accelerația gravitației sunt mai mari. Rolul principal aici revine modificărilor densității aerului. Din ecuația de bază a staticii, se poate calcula valoarea gradientului de presiune vertical, care arată modificarea presiunii la deplasarea pe unitate de înălțime, adică. scăderea presiunii pe unitatea de distanță verticală (mb/100 m). Gradientul de presiune este forța care mișcă aerul. Pe lângă forța gradientului de presiune din atmosferă, acționează forțele inerțiale (Coriolis și forțele centrifuge), precum și forțele de frecare. Toți curenții de aer sunt considerați în raport cu Pământul, care se rotește în jurul axei sale.

Distribuția spațială a presiunii atmosferice se numește câmp de presiune. Acesta este un sistem de suprafețe de presiune egală sau suprafețe izobare.

Secțiune verticală a suprafețelor izobare deasupra ciclonului (H) și anticiclonului (B).
Suprafețe trasate prin intervale egale presiune p.

Suprafețele izobare nu pot fi paralele între ele și cu suprafața pământului, deoarece temperatura și presiunea se modifică constant în direcția orizontală. Prin urmare, suprafețele izobare au un aspect variat - de la „bazine” puțin adânci îndoite în jos până la „dealuri” întinse îndoite în sus.

Când un plan orizontal intersectează suprafețe izobare, se obțin curbe - izobare, adică. liniile care leagă punctele cu aceleași valori de presiune.

Hărțile isobare, care sunt construite pe baza rezultatelor observațiilor la un anumit moment în timp, se numesc hărți sinoptice. Hărțile Isobar compilate din date medii pe termen lung pentru o lună, sezon, an se numesc climatologice.

Hărți medii pe termen lung ale topografiei absolute a suprafeței izobare 500 mb pentru decembrie - februarie.
Înălțimi în decametri geopotențial.

Pe hărțile sinoptice se adoptă un interval de 5 hectopascali (hPa) între izobare.

Pe hărțile unei zone limitate, izobarele se pot rupe, dar pe o hartă a întregului glob, fiecare izobară este închisă în mod natural.

Dar chiar și pe o hartă limitată există adesea izobare închise care limitează zonele de joasă sau presiune ridicata. Zonele de joasă presiune din centru sunt ciclonii, iar zonele cu presiune relativ mare sunt anticiclonii.

Prin ciclon ne referim un vârtej imens în stratul inferior al atmosferei, cu presiune atmosferică scăzută în centru și mișcare în sus a maselor de aer. Într-un ciclon, presiunea crește de la centru spre periferie, iar aerul se mișcă în sens invers acelor de ceasornic în emisfera nordică și în sensul acelor de ceasornic în Emisfera sudica. Mișcarea în sus a aerului duce la formarea de nori și precipitații. Din spațiu, ciclonii apar ca spirale de nori învolburate în latitudinile temperate.

Anticiclon- Aceasta este o zonă de înaltă presiune. Apare concomitent cu dezvoltarea unui ciclon și este un vortex cu izobare închise și cea mai mare presiune în centru. Vânturile într-un anticiclon bat în sensul acelor de ceasornic în emisfera nordică și în sens invers acelor de ceasornic în emisfera sudică. Într-un anticiclon, există întotdeauna o mișcare în jos a aerului, ceea ce împiedică apariția norilor grei și a precipitațiilor prelungite.

Astfel, circulația atmosferică pe scară largă în latitudinile temperate se reduce constant la formarea, dezvoltarea, mișcarea, iar apoi la atenuarea și dispariția ciclonilor și anticiclonilor. Ciclonii care apar în față separând masele de aer cald și rece se deplasează spre poli, adică. transporta aer cald la latitudinile polare. Dimpotrivă, anticiclonii care apar în spatele ciclonilor într-o masă de aer rece se deplasează la latitudini subtropicale, transportând aer rece acolo.

Pe teritoriul european al Rusiei apar în medie 75 de cicloane pe an. Diametrul ciclonului ajunge la 1000 km sau mai mult. În Europa, există în medie 36 de anticicloni pe an, dintre care unii au o presiune centrală de peste 1050 hPa. Presiunea medie la nivelul mării în emisfera nordică este de 1013,7 hPa, iar în emisfera sudică este de 1011,7 hPa.

În ianuarie în părţile de nord ale Atlanticului şi Oceanul Pacific zonele observate presiune scăzută, numit islandezȘi depresiunile aleutinelor. Depresie, sau minime barice, sunt caracterizate prin valori minime ale presiunii - în medie aproximativ 995 hPa.

În aceeași perioadă a anului, peste Canada și Asia apar zone de înaltă presiune, numite anticicloni canadieni și siberieni. Cea mai mare presiune (1075–1085 hPa) este înregistrată în Yakutia și pe teritoriul Krasnoyarsk, iar cea minimă este în taifunurile peste Oceanul Pacific (880–875 hPa).

Se observă depresiuni în zonele în care apar frecvent cicloni, care, pe măsură ce se deplasează spre est și nord-est, treptat se umplu și lasă loc anticiclonilor. Anticicloanele asiatice și canadiene apar datorită prezenței vastelor continente Eurasia și America de Nord la aceste latitudini. În aceste zone, anticiclonii domină peste cicloni în timpul iernii.

Vara, pe aceste continente, modelul câmpului de presiune și al circulației se schimbă radical, iar zona de formare a ciclonilor din emisfera nordică se schimbă la latitudini mai înalte.

În latitudinile temperate ale emisferei sudice, ciclonii care se ridică pe suprafața omogenă a oceanelor, deplasându-se spre sud-est, întâlnesc gheața Antarcticii și stagnează aici, având presiunea atmosferică scăzută în centrul lor. Iarna și vara, Antarctica este înconjurată de o centură de joasă presiune (985–990 hPa).

În latitudinile subtropicale, circulația atmosferică este diferită peste oceane și în zonele unde continentele și oceanele se întâlnesc. Există zone de presiune ridicată peste oceanele Atlantic și Pacific în subtropicele ambelor emisfere: acestea sunt anticiclonii subtropicali Azore și Atlanticul de Sud (sau scăderi de presiune) în Atlantic și anticiclonii subtropicali din Hawaii și Pacificul de Sud din Oceanul Pacific.

Regiunea ecuatorială primește în mod constant cea mai mare cantitate de căldură solară. Prin urmare, la latitudinile ecuatoriale (până la 10° latitudine nordică și sudică de-a lungul ecuatorului), presiunea atmosferică scăzută se menține pe tot parcursul anului, iar la latitudini tropicale, în banda 30–40° N. si S. – crescut, rezultând formarea unor curenți de aer constant direcționați de la tropice către ecuator. Acești curenți de aer se numesc alizee. Vânturile alizee bat pe tot parcursul anului, modificându-și intensitatea doar în limite minore. Acestea sunt cele mai stabile vânturi de pe glob. Forța gradientului de presiune orizontal direcționează fluxurile de aer din zone tensiune arterială crescută la zona de presiune scăzută în direcția meridională, adică spre sud și nord. Notă: gradientul de presiune orizontal este diferența de presiune pe unitatea de distanță normală la izobară.

Însă direcția meridională a alizei se schimbă sub influența a două forțe inerțiale - forța de deviere a rotației Pământului (forța Coriolis) și forța centrifugă, precum și sub influența forței de frecare a aerului pe suprafața pământului. Forța Coriolis afectează fiecare corp care se mișcă de-a lungul meridianului. Lăsați 1 kg de aer în emisfera nordică să fie situat la latitudine µ și începe să se miște cu viteză V de-a lungul meridianului spre nord. Acest kilogram de aer, ca orice corp de pe Pământ, are o viteză de rotație liniară U=ωr, Unde ω este viteza unghiulară de rotație a Pământului și r– distanta fata de axa de rotatie. Conform legii inerției, acest kilogram de aer își va menține viteza liniară U, pe care o avea la latitudine µ . Mișcându-se spre nord, el va fi mai mult latitudini mari, unde raza de rotație este mai mică și viteza liniară de rotație a Pământului este mai mică. Astfel, acest corp va trece înaintea corpurilor staționare situate pe același meridian, dar la latitudini mai mari.

Pentru un observator, aceasta va arăta ca o deviere a acestui corp la dreapta sub influența unei anumite forțe. Această forță este forța Coriolis. După aceeași logică, un kilogram de aer din emisfera sudică se va abate la stânga direcției de mișcare. Componenta orizontală a forței Coriolis care acționează asupra a 1 kg de aer este egală cu SC=2wVsinY. Devia aerul, acționând în unghi drept cu vectorul viteză V. În emisfera nordică, deviază acest vector la dreapta, iar în emisfera sudică, la stânga. Din formula rezultă că forța Coriolis nu apare dacă corpul este în repaus, adică. funcționează doar când aerul se mișcă. În atmosfera Pământului, mărimile gradientului de presiune orizontal și forța Coriolis sunt de aceeași ordine, așa că uneori aproape se echilibrează reciproc. În astfel de cazuri, mișcarea aerului este aproape rectilinie și nu se mișcă de-a lungul gradientului de presiune, ci de-a lungul izobarei sau aproape de acesta.

Curenții de aer din atmosferă au de obicei o natură de vortex, prin urmare, într-o astfel de mișcare, forța centrifugă acționează asupra fiecărei unități de masă de aer. P=V/R, Unde V- viteza vântului, și R– raza de curbură a traiectoriei de mișcare. În atmosferă, această forță este întotdeauna mai mică decât forța gradientului de presiune și, prin urmare, rămâne, ca să spunem așa, o forță de „semnificație locală”.

În ceea ce privește forța de frecare care apare între aerul în mișcare și suprafața Pământului, aceasta încetinește într-o anumită măsură viteza vântului. Se întâmplă astfel: volumele mai mici de aer, care și-au redus viteza orizontală din cauza denivelării suprafeței pământului, sunt transferate în sus de la nivelurile inferioare. Astfel, frecarea față de suprafața pământului se transmite în sus, slăbind treptat. Scăderea vitezei vântului este vizibilă în așa-numita stratul limită planetar, în valoare de 1,0 - 1,5 km. peste 1,5 km influența frecării este nesemnificativă, de aceea se numesc straturi mai înalte de aer atmosfera liberă.

ÎN zona ecuatorială Viteza liniară de rotație a Pământului este cea mai mare și, în consecință, forța Coriolis este cea mai mare aici. Prin urmare, în zona tropicală a emisferei nordice, vânturile alizee bat aproape întotdeauna din nord-est, iar în emisfera sudică - din sud-est.

Presiunea scăzută în zona ecuatorială se observă în mod constant, iarna și vara. Se numește o bandă de joasă presiune care se întinde pe întreg globul de-a lungul ecuatorului jgheab ecuatorial.

După ce au câștigat putere peste oceanele ambelor emisfere, două fluxuri de vânt alize, îndreptându-se unul spre celălalt, se îndreaptă spre centrul jgheabului ecuatorial. Pe linia de joasă presiune se ciocnesc, formând așa-numita zona de convergenta intertropicala(convergența înseamnă „convergență”). Ca urmare a acestei „convergențe”, are loc o mișcare ascendentă a aerului și curgerea acestuia deasupra vântului alizeu către subtropicale. Acest proces creează condițiile existenței unei zone de convergență în mod constant, pe tot parcursul anului. Altfel, curenții de aer convergenți ai alizei ar umple rapid golul.

Mișcările în creștere ale aerului tropical umed duc la formarea unui strat gros de nori cumulonimbus cu o lungime de 100–200 km, din care cad averse tropicale. Astfel, se dovedește că înăuntru zona tropicala convergența devine un loc în care ploile se revarsă din aburul colectat de vânturile alizee peste oceane.

Aceasta este o imagine simplificată, schematică, a circulației atmosferice în zona ecuatorială a Pământului.

Se numesc vânturile care își schimbă direcția odată cu anotimpurile musonii. Cuvântul arab „mawsin”, care înseamnă „sezon”, își dă numele acestor curenți de aer constant.

Musonii, spre deosebire de fluxurile cu jet, apar în anumite zone ale Pământului, unde vânturile predominante de două ori pe an se mișcă în direcții opuse, formând musonii de vară și de iarnă. Musonul de vară este un flux de aer din ocean către continent, musonul de iarnă este de la continent către ocean. Există musoni tropicali și extratropicali. În nord-estul Indiei și în Africa, musonii tropicali de iarnă se combină cu alizeele, în timp ce musonii de vară din sud-vest distrug complet alizeele. Cei mai puternici musoni tropicali sunt observați în nordul Oceanului Indian și în Asia de Sud. Musonii extratropicali își au originea în zone puternice, stabile de înaltă presiune, care apar peste continent iarna și de joasă presiune vara.

Tipic în acest sens sunt regiunile Orientului Îndepărtat al Rusiei, China și Japonia. De exemplu, Vladivostok, situat la latitudinea Soci, datorită acțiunii musonului extratropical, este mai rece iarna decât Arhangelsk, iar vara este adesea ceață, precipitații, iar aerul umed și rece vine din mare.

Multe țări tropicale din Asia de Sud primesc umiditate de la ploile abundente ale musonului tropical de vară.

Toate vânturile sunt rezultatul interacțiunii diferiților factori fizici care apar în atmosferă pe anumite zone geografice. Vânturile locale includ brize. Apar în apropierea coastelor mărilor și oceanelor și au o schimbare zilnică de direcție: în timpul zilei suflă de la mare la uscat, iar noaptea de la pământ la mare. Acest fenomen se explică prin diferența de temperatură peste mare și pe uscat timp diferit zile. Capacitatea termică a pământului și a mării este diferită. În timpul zilei pe vreme caldă razele de soareîncălziți pământul mai repede decât marea, iar presiunea asupra pământului scade. Aerul începe să se miște spre presiune mai mică - suflă briza marii. Seara, se întâmplă invers. Pământul și aerul de deasupra lui radiază căldură mai repede decât marea, presiunea devine mai mare decât deasupra mării, iar masele de aer se îndreaptă spre mare - suflă briza de pe uscat. Brizele sunt deosebit de distincte pe vremea calmă, însorită, când nimic nu le interferează, de exemplu. nu există alți curenți de aer care să înece ușor briza. Viteza brizei este rareori mai mare de 5 m/s, dar la tropice, unde diferența de temperatură dintre suprafața mării și cele terestre este semnificativă, brizele bat uneori cu o viteză de 10 m/s. În latitudinile temperate, briza pătrunde cu adâncimea de 25–30 km în teritoriu.

Brizele, de fapt, sunt la fel ca musonii, doar la scară mai mică - au un ciclu zilnic, iar schimbarea direcției depinde de schimbarea nopții și a zilei, în timp ce musonii au un ciclu anual și își schimbă direcția în funcție de momentul an.

Curenții oceanici, care întâlnesc țărmurile continentelor în drum, sunt împărțiți în două ramuri direcționate de-a lungul coastelor continentelor la nord și la sud. În Oceanul Atlantic, ramura sudică formează Curentul Braziliei, spălând țărmurile America de Sud, iar ramura nordică este Curentul Cald al Golfului, transformându-se în Curentul Atlanticului de Nord și sub denumirea de Curentul Capului Nord ajungând în Peninsula Kola.

În Oceanul Pacific, ramura nordică a curentului ecuatorial trece în Kuro-Sivo.

Am menționat anterior curentul cald sezonier de pe coasta Ecuadorului, Peru și nordul Chile. Apare de obicei în decembrie (nu în fiecare an) și provoacă o scădere bruscă a capturii de pește în largul coastelor acestor țări datorită faptului că există foarte puțin plancton în apa caldă - principala resursă alimentară pentru pești. O creștere bruscă a temperaturii apelor de coastă determină dezvoltarea norilor cumulonimbus, din care cad ploi abundente.

Pescarii au numit în mod ironic acest curent cald El Niño, care înseamnă „cadoul de Crăciun” (din spaniolul el ninjo - copil, băiat). Dar dorim să subliniem nu percepția emoțională a acestui fenomen de către pescarii din Chile și Peru, ci motiv fizic. Cert este că creșterea temperaturii apei în largul coastei Americii de Sud este cauzată nu numai de curent cald. Schimbările în situația generală a sistemului ocean-atmosferă în vastele întinderi ale Oceanului Pacific sunt provocate și de un proces atmosferic numit „ Oscilația sudică " Acest proces, interacționând cu curenții, determină toate fenomenele fizice care au loc la tropice. Toate acestea confirmă faptul că circulația maselor de aer în atmosferă, în special pe suprafața Oceanului Mondial, este un proces complex, multidimensional. Dar, în ciuda complexității, mobilității și variabilității curenților de aer, există încă anumite modele datorită cărora principalele procese de circulație atmosferică pe scară largă, precum și locale, se repetă de la an la an în anumite zone ale Pământului.

Încheiem capitolul cu câteva exemple de utilizare a energiei eoliene. Oamenii folosesc energia eoliană din timpuri imemoriale, de când au învățat să navigheze pe mare. Apoi au apărut morile de vânt, iar mai târziu - motoarele eoliene - surse de energie electrică. Vântul este o sursă eternă de energie, ale cărei rezerve sunt incalculabile. Din păcate, utilizarea vântului ca sursă de energie electrică este foarte dificilă din cauza variabilității vitezei și direcției acestuia. Cu toate acestea, cu ajutorul motoarelor electrice eoliene, a devenit posibilă utilizarea destul de eficientă a energiei eoliene. Lamele unei mori de vânt o forțează aproape întotdeauna să-și „țină nasul” în vânt. Când vântul este suficient de puternic, curentul merge direct către consumatori: pentru iluminat, unități frigorifice, aparate pentru diverse scopuri și pentru încărcarea bateriilor. Când vântul se potolește, bateriile eliberează electricitatea acumulată în rețea.

La stațiile științifice din Arctica și Antarctica, electricitatea de la motoarele eoliene furnizează lumină și căldură și alimentează stațiile de radio și alți consumatori de energie electrică. Desigur, la fiecare stație de cercetare există generatoare diesel, pentru care trebuie să aveți o aprovizionare constantă cu combustibil.

Primii navigatori au folosit puterea vântului în mod spontan, fără a ține cont de sistemul vântului și al curenților oceanici. Pur și simplu nu știau nimic despre existența unui astfel de sistem. Cunoștințele despre vânturi și curenți s-au acumulat de-a lungul secolelor și chiar mileniilor.

Unul dintre contemporanii săi a fost navigatorul chinez Zheng He în perioada 1405-1433. a condus mai multe expediții care au trecut așa-numita Rută Marii Musonice de la gura râului Yangtze până în India și țărmurile estice ale Africii. S-au păstrat informații despre amploarea primei dintre aceste expediții. Acesta a constat din 62 de nave cu 27.800 de participanți. Pentru expedițiile cu vele, chinezii și-au folosit cunoștințele despre modelele vântului musonic. Au părăsit China spre mare la sfârșitul lunii noiembrie - începutul lunii decembrie, când suflă musonul de iarnă din nord-est. Un vânt puternic i-a ajutat să ajungă în India și Africa de Est. S-au întors în China în mai - iunie, când s-a instalat musonul de sud-vest de vară, care a devenit sudic în Marea Chinei de Sud.

Să luăm un exemplu dintr-o perioadă mai apropiată de noi. Vom vorbi despre călătoriile celebrului om de știință norvegian Thor Heyerdahl. Cu ajutorul vântului, sau mai bine zis, cu ajutorul alizeelor, Heyerdahl a putut demonstra valoarea științifică a celor două ipoteze ale sale. Prima ipoteză a fost că insulele Polineziei din Oceanul Pacific ar putea, potrivit lui Heyerdahl, să fie locuite cândva în trecut de oameni din America de Sud care au traversat o mare parte a Oceanului Pacific cu navele lor primitive. Aceste ambarcațiuni erau plute din lemn de balsa, care se remarcă prin faptul că după o lungă ședere în apă nu își schimbă densitatea și, prin urmare, nu se scufundă.

Oamenii din Peru au folosit astfel de plute de mii de ani, chiar înainte de Imperiul Incaș. Thor Heyerdahl a tricotat în 1947 o plută din bușteni mari de balsa și a numit-o „Kon-Tiki”, ceea ce înseamnă Sun-Tiki - zeitatea strămoșilor polinezienilor. Luând cinci iubitori de aventură „la bordul” plutei sale, a pornit cu vele din Callao (Peru) către Polinezia. La începutul călătoriei pluta a fost transportată Curentul peruanși alizeul de sud-est, apoi a început să funcționeze alizeul de est al Oceanului Pacific, care a suflat în mod regulat spre vest timp de aproape trei luni fără pauză, iar după 101 zile Kon-Tiki a ajuns în siguranță pe una dintre insulele din Arhipelagul Tuamotu (acum Polinezia Franceză).

A doua ipoteză a lui Heyerdahl a fost că a considerat că este foarte posibil ca cultura olmecilor, aztecilor, mayașilor și altor triburi din America Centrală să fi fost transferată din Egiptul antic. Acest lucru a fost posibil, potrivit omului de știință, pentru că odată în antichitate oamenii au înotat Oceanul Atlantic pe bărci de papirus. Vânturile alizee l-au ajutat și pe Heyerdahl să demonstreze validitatea acestei ipoteze.

Împreună cu un grup de însoțitori cu gânduri asemănătoare, a făcut două călătorii pe bărci de papirus „Ra-1” și „Ra-2”. Prima barcă („Ra-1”) s-a prăbușit înainte de a ajunge pe coasta americană pe câteva zeci de kilometri. Echipajul a fost în pericol grav, dar totul a ieșit bine. Barca pentru a doua călătorie („Ra-2”) a fost tricotată de „specialiști de înaltă clasă” - indieni din Anzii Centrali. Ieșind din portul Safi (Maroc), barca cu papirus „Ra-2” a traversat Oceanul Atlantic după 56 de zile și a ajuns pe insula Barbados (la aproximativ 300–350 km de coasta Venezuelei), parcurgând o călătorie de 6.100 km. La început, barca a fost condusă de alizeul de nord-est, iar pornind de la mijlocul oceanului - de alizeul de est.

Natura științifică a celei de-a doua ipoteze a lui Heyerdahl a fost dovedită. Dar altceva a fost dovedit: în ciuda rezultatului de succes al călătoriei, o barcă tricotată din mănunchiuri de papirus, stuf, stuf sau alte plante acvatice nu este potrivită pentru navigarea în ocean. Un astfel de „material de construcții navale” nu ar trebui folosit, deoarece se udă repede și se scufundă în apă. Ei bine, dacă încă mai există amatori obsedați de dorința de a naviga peste ocean cu o ambarcațiune exotică, atunci lăsați-i să aibă în vedere că o plută din lemn de balsa este mai de încredere decât o barcă de papirus și, de asemenea, că o astfel de călătorie este întotdeauna și în orice caz periculos.

© Vladimir Kalanov,
"Cunoașterea este putere"

Circulația generală a atmosferei este mișcările circulare ale maselor de aer care se extind pe întreaga planetă. Sunt purtători diverse elementeși energie în întreaga atmosferă.

Distribuția intermitentă și sezonieră a energiei termice provoacă curenți de aer. Acest lucru duce la o încălzire diferită a solului și a aerului în diferite zone.

Acesta este motivul pentru care influența solară este fondatorul mișcării maselor de aer și al circulației atmosferice. Mișcările aerului pe planeta noastră sunt complet diferite - ajungând la câțiva metri sau zeci de kilometri.

Cea mai simplă și mai înțeleasă schemă pentru circulația atmosferei mingii a fost creată cu mulți ani în urmă și este folosită astăzi. Mișcarea maselor de aer este constantă și non-stop; ele se deplasează pe planeta noastră, creând un cerc vicios. Viteza de mișcare a acestor mase este direct legată de radiația solară, interacțiunea cu oceanul și interacțiunea atmosferei cu solul.

Mișcările atmosferice sunt cauzate de instabilitatea distribuției căldurii solare pe întreaga planetă. Alternarea maselor de aer opuse - cald si rece - miscarea lor brusca constanta in sus si in jos, formeaza diverse sisteme de circulatie.

Atmosfera primește căldură în trei moduri - folosind radiația solară, prin condensarea aburului și prin schimbul de căldură cu învelișul pământului.

Aerul umed este, de asemenea, important pentru saturarea atmosferei cu căldură. Oceanul Pacific tropical joacă un rol important în acest proces.

Curenții de aer din atmosferă

(Aerul curge în atmosfera Pământului)

Masele de aer diferă în compoziția lor, în funcție de locul de origine. Fluxurile de aer sunt împărțite în 2 criterii principale - continental și maritim. Cele continentale se formează deasupra stratului de sol, deci sunt puțin umezite. Apele mării, dimpotrivă, sunt foarte umede.

Principalii curenți de aer ai Pământului sunt vânturile alice, ciclonii și anticiclonii.

Vânturile alizee se formează la tropice. Mișcarea lor este îndreptată către teritoriile ecuatoriale. Acest lucru se datorează diferențelor de presiune - la ecuator este scăzut, iar la tropice este ridicat.

(Vânturile alize sunt prezentate cu roșu pe diagramă.)

Formarea ciclonilor are loc deasupra suprafeței ape calde. Masele de aer se deplasează din centru spre margini. Influența lor se caracterizează prin precipitații abundente și vânturi puternice.

Ciclonii tropicali acționează peste oceane în zonele ecuatoriale. Se formează în orice moment al anului, provocând uragane și furtuni.

Anticiclonii se formează pe continente unde umiditatea este scăzută, dar există o cantitate suficientă de energie solară. Masele de aer din aceste fluxuri se deplasează de la margini în partea centrală, în care se încălzesc și scad treptat. Acesta este motivul pentru care ciclonii aduc vreme senină și calmă.

Musonii sunt vânturi variabile a căror direcție se schimbă sezonier.

De asemenea, sunt identificate masele de aer secundar, cum ar fi taifunurile, tornadele și tsunami-urile.

În atmosferă, acestea sunt diferențe de presiune în straturile atmosferei, dintre care există mai multe deasupra solului. Mai jos simți cea mai mare densitate și saturație de oxigen. Când o substanță gazoasă se ridică ca urmare a încălzirii, mai jos are loc o rarefacție, care tinde să se umple cu straturi adiacente. Astfel, vânturile și uraganele apar din cauza schimbărilor de temperatură în timpul zilei și serii.

De ce este nevoie de vânt?

Dacă nu ar exista niciun motiv pentru mișcarea aerului în atmosferă, atunci activitatea vitală a oricărui organism ar înceta. Vântul ajută plantele și animalele să se reproducă. El misca norii si este forta motriceîn ciclul apei pe Pământ. Datorită schimbărilor climatice, zona este curățată de murdărie și microorganisme.

O persoană poate supraviețui fără mâncare timp de aproximativ câteva săptămâni, fără apă timp de cel mult 3 zile și fără aer timp de cel mult 10 minute. Toată viața de pe Pământ depinde de oxigen, care se mișcă împreună cu masele de aer. Continuitatea acestui proces este menținută de soare. Schimbarea zilei și a nopții duce la fluctuații de temperatură la suprafața planetei.

Există întotdeauna mișcare de aer în atmosferă, apăsând pe suprafața Pământului cu o presiune de 1,033 g pe milimetru. O persoană practic nu simte această masă, dar atunci când se mișcă orizontal, o percepem ca vânt. În țările fierbinți, briza este singura ușurare a căldurii tot mai mari din deșert și stepe.

Cum se formează vântul?

Motivul principal al mișcării aerului în atmosferă este deplasarea straturilor sub influența temperaturii. Procesul fizic asociate cu proprietățile gazelor: își modifică volumul, se dilată când sunt încălzite și se contractă când sunt expuse la frig.

Motivul principal și suplimentar pentru mișcarea aerului în atmosferă:

• Schimbările de temperatură sub influența soarelui sunt inegale. Acest lucru se datorează formei planetei (sub formă de sferă). Unele părți ale Pământului se încălzesc mai puțin, altele mai mult. Se creează o diferență de presiune atmosferică.
• Erupțiile vulcanice cresc brusc temperatura aerului.
• Încălzirea atmosferei ca urmare a activității umane: emisiile de vapori de la mașini și industrie cresc temperatura de pe planetă.
• Răcirea oceanelor și a mărilor pe timp de noapte provoacă mișcarea aerului.
• Explozie bombă atomică duce la rarefierea atmosferei.

Mecanismul de mișcare a straturilor gazoase de pe planetă

Motivul mișcării aerului în atmosferă este temperaturile inegale. Straturile încălzite de la suprafața Pământului se ridică în sus, unde densitatea substanței gazoase crește. Începe un proces haotic de redistribuire în masă - vântul. Căldura este transferată treptat către moleculele vecine, ceea ce le duce, de asemenea, în mișcare vibrațional-translațională.

Motivul mișcării aerului în atmosferă este relația dintre temperatură și presiune în substanțele gazoase. Vântul continuă până când starea inițială a straturilor planetei este echilibrată. Dar o astfel de condiție nu va fi niciodată atinsă din cauza următorilor factori:

• Mișcarea de rotație și de translație a Pământului în jurul Soarelui.
• Inevitabile denivelări ale zonelor încălzite ale planetei.
• Activitățile ființelor vii afectează direct starea întregului ecosistem.

Pentru ca vântul să dispară complet, este necesar să opriți planeta, să îndepărtați toată viața de la suprafață și să o ascundeți în umbra Soarelui. O astfel de stare poate apărea odată cu distrugerea completă a Pământului, dar previziunile oamenilor de știință sunt până acum reconfortante: asta așteaptă omenirea peste milioane de ani.

Vânt puternic de mare

Mișcarea mai puternică a aerului în atmosferă se observă pe coaste. Acest lucru se datorează încălzirii neuniforme a solului și a apei. Râurile, mările, lacurile și oceanele se încălzesc mai puțin. Solul se încălzește instantaneu, degajând căldură substanței gazoase de deasupra suprafeței.

Aerul încălzit se repezi în sus, iar vidul rezultat tinde să se umple. Și deoarece densitatea aerului deasupra apei este mai mare, se formează spre coastă. Acest efect este vizibil mai ales în țările fierbinți. în timpul zilei. Noaptea se schimbă întregul proces, deja se observă mișcarea aerului spre mare - briza nopții.

În general, o briză este un vânt care își schimbă direcția de două ori pe zi în direcții opuse. Musonii au proprietăți similare, doar că suflă în sezonul cald dinspre mare, iar în anotimpurile reci - spre pământ.

Cum este determinat vântul?

Principalul motiv pentru mișcarea aerului în atmosferă este distribuția neuniformă a căldurii. Regula este adevărată în orice situație din natură. Chiar și o erupție vulcanică încălzește mai întâi straturile gazoase și abia apoi vântul se ridică.

Puteți verifica toate procesele instalând giruete sau, mai simplu, steaguri sensibile la fluxul de aer. Forma plată a dispozitivului care se rotește liber îl împiedică să fie peste vânt. Încearcă să se rotească în direcția de mișcare a substanței gazoase.

Adesea vântul este simțit de corp, în nori, în fumul unui coș de fum. Curenții săi slabi sunt greu de observat; pentru a face acest lucru, trebuie să vă umeziți degetul, acesta va îngheța pe partea de vânt. De asemenea, puteți folosi o bucată ușoară de pânză sau un balon umplut cu heliu, astfel încât steagul să fie ridicat pe catarge.

Putere eoliana

Nu numai motivul mișcării aerului este important, ci și puterea acestuia, determinată pe o scară de zece puncte:

• 0 puncte - viteza vântului în calm absolut;
• până la 3 - debit slab sau moderat până la 5 m/sec;
• de la 4 la 6 - viteza vântului puternic aproximativ 12 m/sec;
• de la 7 la 9 puncte - se anunta viteza de pana la 22 m/sec;
• de la 8 la 12 puncte și mai sus - numit uragan, explodează chiar de pe acoperișurile caselor și prăbușește clădiri.

sau o tornada?

Mișcarea provoacă curenți de aer amestecați. Fluxul care se apropie nu este capabil să depășească bariera densă și se grăbește în sus, străpungând norii. După ce trece prin cheaguri de substanțe gazoase, vântul cade.

Condițiile apar adesea atunci când fluxurile se învârtesc și sunt întărite treptat de vânturile potrivite. Tornada capătă putere, iar viteza vântului devine astfel încât un tren se poate ridica cu ușurință în atmosferă. America de Nord este lider în numărul de astfel de evenimente pe an. Tornadele provoacă milioane de pierderi pentru populație, ele iau un numar mare de vieți.

Alte opțiuni pentru formarea vântului

Vânturile puternice pot șterge orice formațiuni, chiar și munți, de la suprafață. Singurul tip de cauză non-temperatură a mișcării masei de aer este unda de explozie. După ce sarcina atomică este declanșată, viteza de mișcare a substanței gazoase este de așa natură încât demolează structuri de mai multe tone, cum ar fi bucăți de praf.

Un flux puternic de aer atmosferic are loc atunci când cad meteoriți mari sau se defectează în scoarța terestră. Fenomene similare sunt observate în timpul unui tsunami după cutremure. Topire gheață polară duce la condiții similare în atmosferă.

Condensarea este o schimbare a stării unei substanțe de la gazos la lichid sau solid. Dar ce este condensarea în mastaba planetei?

În orice moment, atmosfera planetei Pământ conține peste 13 miliarde de tone de umiditate. Această cifră este practic constantă, deoarece pierderile datorate precipitațiilor sunt în cele din urmă completate în mod continuu prin evaporare.

Viteza de circulație a umidității în atmosferă

Rata de circulație a umidității în atmosferă este estimată la o cifră colosală - aproximativ 16 milioane de tone pe secundă sau 505 miliarde de tone pe an. Dacă toți vaporii de apă din atmosferă s-ar condensa brusc și ar cădea sub formă de precipitații, această apă ar putea acoperi întreaga suprafață a globului cu un strat de aproximativ 2,5 centimetri, cu alte cuvinte, atmosfera conține o cantitate de umiditate echivalentă cu doar 2,5 centimetri de ploaie.

Cât timp rămâne o moleculă de vapori în atmosferă?

Deoarece precipitațiile medii anuale pe Pământ sunt de 92 de centimetri, rezultă că umiditatea din atmosferă este reînnoită de 36 de ori, adică de 36 de ori atmosfera este saturată cu umiditate și eliberată de ea. Aceasta înseamnă că o moleculă de vapori de apă rămâne în atmosferă în medie 10 zile.

Calea moleculei de apă

Odată evaporată, o moleculă de vapori de apă plutește de obicei pe sute și mii de kilometri până se condensează și cade cu precipitații pe Pământ. Apă, zăpadă sau grindină la altitudini mai mari Europa de Vest, parcurge aproximativ 3000 km de Atlanticul de Nord. Mai multe procese fizice au loc între apa lichidă care se transformă în vapori și precipitațiile care cad pe Pământ.

De pe suprafața caldă a Atlanticului, moleculele de apă intră în cald aer umed, care se ridică ulterior deasupra aerului din jur mai rece (mai dens) și mai uscat.

Dacă se observă un amestec puternic turbulent al maselor de aer, atunci în atmosferă va apărea un strat de amestecare și nori la limita a două mase de aer. Aproximativ 5% din volumul lor este umiditate. Aerul saturat cu abur este întotdeauna mai ușor, în primul rând, pentru că este încălzit și provine de la o suprafață caldă și, în al doilea rând, pentru că 1 metru cub de abur pur este cu aproximativ 2/5 mai ușor decât 1 metru cub de aer curat și uscat la aceeași temperatură și presiune. Rezultă că aerul umed este mai ușor decât aerul uscat, iar aerul cald și umed cu atât mai mult. După cum vom vedea mai târziu, acest lucru este foarte fapt important pentru procesele de schimbare a vremii.

Mișcarea maselor de aer

Aerul se poate ridica din doua motive: fie pentru ca devine mai usor ca urmare a incalzirii si umidificarii, fie pentru ca fortele actioneaza asupra lui, facandu-l sa se ridice deasupra unor obstacole, precum peste mase de aer mai rece si mai dens sau peste dealuri si munti.

Răcire

Creșterea aerului care intră în straturi cu mai puțin presiune atmosferică, este forțat să se extindă și să se răcească în același timp. Expansiunea necesită cheltuirea energiei cinetice, care este preluată din energia termică și potențială a aerului atmosferic, iar acest proces duce inevitabil la o scădere a temperaturii. Viteza de răcire a unei porțiuni de aer în creștere se schimbă adesea dacă această porțiune este amestecată cu aerul din jur.

Gradient adiabatic uscat

Aerul uscat, în care nu există condens sau evaporare și nici amestecare și nu primește energie sub nicio altă formă, se răcește sau se încălzește într-o cantitate constantă (1 ° C la 100 de metri) pe măsură ce se ridică sau coboară. Această cantitate se numește gradient adiabatic uscat. Dar dacă masa de aer în creștere este umedă și are loc condens în ea, atunci căldura latentă de condensare este eliberată și temperatura aerului saturat cu abur scade mult mai încet.

Gradient adiabatic umed

Această cantitate de schimbare a temperaturii se numește gradient umed-adiabatic. Nu este constantă, ci se modifică odată cu modificările cantității de căldură latentă eliberată, cu alte cuvinte, depinde de cantitatea de abur condensat. Cantitatea de abur depinde de cât de mult scade temperatura aerului. În straturile inferioare ale atmosferei, unde aerul este cald și umiditatea este ridicată, gradientul umed-adiabatic este puțin mai mult de jumătate din gradientul uscat-adiabatic. Dar gradientul umed-adiabatic crește treptat cu înălțimea și cu foarte mult altitudine inaltaîn troposferă este aproape egală cu gradientul adiabatic uscat.

Flotabilitatea aerului în mișcare este determinată de relația dintre temperatura acestuia și temperatura aerului înconjurător. De obicei, în atmosfera reală, temperatura aerului scade în mod neuniform cu înălțimea (această schimbare se numește pur și simplu gradient).

Dacă masa de aer este mai caldă și, prin urmare, mai puțin densă decât aerul din jur (și conținutul de umiditate este constant), atunci se ridică în sus la fel ca mingea unui copil scufundată într-un rezervor. În schimb, atunci când aerul în mișcare este mai rece decât aerul din jur, densitatea acestuia este mai mare și se scufundă. Dacă aerul are aceeași temperatură cu masele vecine, atunci densitatea lor este egală și masa rămâne nemișcată sau se mișcă numai cu aerul din jur.

Astfel, în atmosferă există două procese, dintre care unul favorizează dezvoltarea mișcării verticale a aerului, iar celălalt o încetinește.

Dacă găsiți o eroare, selectați o bucată de text și faceți clic Ctrl+Enter.

Masele de aer- acestea sunt părțile mobile ale troposferei, care diferă unele de altele prin proprietățile lor - temperatură, transparență. Aceste proprietăți ale maselor de aer depind de teritoriul pe care se formează în condițiile unei șederi lungi. În funcție de formație, există 4 tipuri principale de mase de aer: (), tropicale și. Fiecare dintre aceste patru tipuri este format pe o zonă de uscat și mare. Deoarece pământul și marea se încălzesc în grade diferite, în fiecare dintre aceste tipuri se pot forma subtipuri - mase de aer continental și marin.

Aerul arctic (Antarctic) se formează pe suprafața înghețată a latitudinilor polare; caracterizat temperaturi scăzute, conținut scăzut de umiditate, în timp ce aerul marii arctici este mai umed decât aerul continental. Invadând latitudinile joase, aerul arctic scade semnificativ temperaturile. Terenul plat facilitează pătrunderea lui departe în interiorul continentului. Un fenomen similar poate fi observat. Pe măsură ce se deplasează spre sud, aerul arctic se încălzește și contribuie la formarea vântului uscat, care provoacă vânturi frecvente în zonă.

Masele de aer moderate se formează la latitudini temperate. Masele de aer temperat continental sunt foarte răcite iarna. Au un conținut scăzut de umiditate. Odată cu invazia maselor de aer continentale, se instalează vremea geroasă limpede. Vara, aerul continental este uscat și foarte cald. Masele de aer marin de latitudini temperate sunt umede, moderate; Iarna aduc dezgheț, vara aduc vreme înnorată și temperaturi mai reci.

Masele de aer tropical pe tot parcursul anului se formează la tropice. De obicei, soiul lor marin este caracterizat de umiditate și temperatură ridicate, în timp ce soiul continental este prăfuit, uscat și chiar mai mult. temperatura ridicata.

Masele de aer ecuatoriale se formează în zona ecuatorială. în jurul axei sale contribuie la deplasarea maselor de aer fie către emisfera nordică, fie către emisfera sudică. Aceste mase de aer se caracterizează prin temperatură ridicată și umiditate ridicată și nu există o divizare clară pentru ele în mase de aer marin și cele continentale.

Masele de aer rezultate încep inevitabil să se miște. Motivul pentru aceasta este încălzirea neuniformă a suprafeței pământului și, în consecință, diferența. Dacă nu ar exista mișcarea maselor de aer, atunci la ecuator temperatura medie anuală ar fi cu 13° mai mare, iar la latitudini cu 70° - 23° mai mică decât în ​​prezent.

Invadând zone cu proprietăți termice de suprafață diferite, masele de aer se transformă treptat. De exemplu, aerul marin temperat, care intră pe uscat și se deplasează spre interior, se încălzește treptat și se usucă, transformându-se în aer continental. Transformarea maselor de aer este caracteristică mai ales latitudinilor temperate, în care invadează din când în când aer cald și uscat de la latitudini și aer rece și uscat de la cele subpolare.