Sistem pergerakan udara di atas benua dan lautan di bawah pengaruh tenaga suria dipanggil peredaran atmosfera. Akibat pemanasan yang tidak sekata permukaan bumi, serta pengaruh daya pesongan putaran Bumi di sekeliling paksinya, tali pinggang dengan tekanan atmosfera. Udara bergerak dari zon dengan tekanan atmosfera yang lebih tinggi ke zon dengan tekanan atmosfera yang lebih rendah. Ini adalah sebab utama peredaran atmosfera.
Ia mesti diambil kira bahawa tali pinggang tekanan atmosfera boleh beralih mengikut musim tahun ini. Ini dipengaruhi oleh perbezaan pemanasan benua dan lautan. Pada musim panas, benua panas lebih cepat dan lebih daripada lautan; hangat udara ringan bergegas ke atas, mewujudkan ruang jarang di atas permukaan benua - tekanan berkurangan. Oleh itu, udara bergerak dari lautan, di mana terdapat tekanan yang lebih tinggi, ke darat, di mana terdapat tekanan rendah. Pada musim sejuk, sebaliknya, tanah menjadi lebih cepat sejuk, tetapi lautan kekal masa yang lama lebih panas, dan udara bergerak dari darat ke laut. Ia juga harus diperhatikan bahawa Hemisfera Utara lebih panas pada musim panas dan kurang pada musim sejuk. Oleh itu, tali pinggang tekanan beralih ke utara pada musim panas dan selatan pada musim sejuk. Ini juga dicerminkan dalam pergerakan udara antara tali pinggang.
Di latitud khatulistiwa kerana tinggi sinaran suria Sepanjang tahun tekanan sentiasa rendah. Ini dijelaskan oleh fakta bahawa udara yang dipanaskan dari permukaan bumi di atas khatulistiwa sentiasa naik (arus udara ke atas) dan menyebar ke utara dan selatan khatulistiwa ke arah latitud tropika. Disebabkan oleh putaran Bumi di sekeliling paksinya, udara yang bergerak terpesong ke timur. Di lapisan atas troposfera pada ketinggian 10-12 km, ia secara beransur-ansur menyejuk. Di kawasan tropika antara 20 dan 30 s. dan Yu. w. Udara yang telah menyejuk pada ketinggian mula menurun (arus udara ke bawah). Oleh itu, di latitud tropika, udara, menurun, membentuk peningkatan tekanan di lapisan tanah (berhampiran permukaan). Di sini sepanjang tahun terdapat tali pinggang tekanan tinggi yang berterusan.
Di latitud kutub, di atas glasier Antartika dan Greenland, medan ais hanyut di Artik diperhatikan sepanjang tahun. suhu rendah udara dan tekanan meningkat sepanjang tahun (udara sejuk dan berat).
Dari tali pinggang tekanan tinggi(lintang tropika dan kutub) udara berhampiran permukaan Bumi bergerak ke arah garis lintang sederhana. Di sini ia menjadi panas dan naik. Akibatnya, tali pinggang tekanan rendah terbentuk di latitud sederhana kedua-dua hemisfera.
Oleh itu, taburan tekanan atmosfera ke atas permukaan bumi mempunyai ciri zon yang jelas. Tali pinggang tekanan rendah (khatulistiwa dan sederhana) dan tekanan tinggi (tropika dan kutub) terbentuk di Bumi. Tali pinggang tekanan yang terhasil menyebabkan udara masuk latitud yang berbeza, di darat dan laut, dan tentukan peredaran umum atmosfera (Rajah 10).
Angin malar dan bermusim
Pengagihan tali pinggang tekanan tinggi dan rendah di Bumi menyebabkan berlakunya angin malar - angin perdagangan, angin barat latitud sederhana, angin timur kutub, angin bermusim - monsun.
Angin latitud tropika
Angin perdagangan- ini adalah angin yang bertiup sepanjang tahun terutamanya di atas lautan dari kawasan tropika Hemisfera Utara dan Selatan ke khatulistiwa, iaitu dari kawasan tekanan tinggi ke kawasan tekanan rendah (lihat Rajah 10). Di bawah pengaruh putaran Bumi di sekeliling paksinya, angin perdagangan menyimpang ke kanan di Hemisfera Utara, iaitu, ia bertiup dari timur laut ke barat daya, dan di Hemisfera Selatan ia menyimpang ke kiri dan diarahkan dari tenggara ke barat laut. .
Angin sederhana
Dari tali pinggang tekanan tinggi tropika, udara mengalir bukan sahaja ke khatulistiwa, tetapi juga ke latitud sederhana, di mana tekanan rendah mendominasi. Disebabkan oleh putaran Bumi, arus udara secara beransur-ansur menyimpang ke timur. Jadi mereka membeli terutamanya arah barat. Angin sedemikian, yang bertindak secara berterusan, dipanggil angin barat. Mereka bertambah hebat pada musim sejuk dan menyediakan pengangkutan udara barat sepanjang tahun.
Angin kawasan kutub
Di kawasan kutub Bumi, udara bergerak dari kawasan tekanan tinggi kutub ke arah tekanan rendah latitud sederhana. Ini adalah angin timur laut yang dominan di Hemisfera Utara dan angin tenggara di Hemisfera Selatan. Di bawah pengaruh putaran Bumi, angin semakin kuat dan mengambil arah timur (dari mana ia bertiup) dan menyumbang kepada pemindahan udara timur secara umum. Angin Antartika, tidak seperti angin Artik, adalah stabil dan mempunyai kelajuan tinggi.
Angin bermusim
Peredaran umum atmosfera yang sentiasa beroperasi terganggu oleh peredaran bermusim. Tidak seperti angin malar, pergerakan udara bermusim dikaitkan dengan pergerakan udara meridional dan disebabkan oleh perbezaan suhu antara darat dan laut serta tekanan yang tidak sama rata di atasnya. Angin bermusim sedemikian, mengubah arahnya dua kali setahun, dipanggil musim tengkujuh. Monsun musim panas bertiup dari lautan sejuk bertekanan tinggi ke benua panas dan bertekanan rendah. Mereka membawa udara yang sejuk dan kaya dengan lembapan dan menyebabkan hujan. Monsun musim sejuk bertiup dari benua dengan tekanan tinggi ke lautan dengan tekanan rendah. Ia membawa udara sejuk dan kering, cuaca kering sebahagiannya mendung (Gamb. 11). Kesan monsun luar tropika dimanifestasikan dalam bahagian timur benua, di mana mereka bersebelahan dengan hamparan lautan yang luas (pada Timur Jauh Rusia, dalam, Alaska). (Cari pada peta atlas kawasan pengaruh angin perdagangan, angin barat, angin timur kutub dan monsun.)
Di latitud tropika Bumi, monsun dikaitkan dengan perbezaan suhu dan tekanan pada musim sejuk dan musim panas antara Hemisfera Utara dan Selatan. Mereka menggalakkan pertukaran udara antara hemisfera ( Afrika tropika utara khatulistiwa, Afrika Timur di selatan khatulistiwa, Hindustan, Indochina, China Timur, dll.).
Taburan kerpasan di Bumi
Kerpasan atmosfera di permukaan bumi diagihkan secara tidak sekata (Rajah 12). Sebab utama taburan kerpasan yang tidak sekata adalah suhu udara dan peredaran atmosfera umum. Taburan kerpasan di Bumi juga bergantung pada kedudukan wilayah berbanding Lautan Dunia, kedekatan arus panas atau sejuk, dan pelepasan. (Kaji faktor taburan hujan di dunia.)
Suhu udara dan peredaran atmosfera umum menentukan kerpasan zon.
Untuk tali pinggang khatulistiwa tipikal jumlah maksimum hujan - sehingga 2000 mm setahun. Di lereng beberapa gunung, sehingga 6000-7000 mm jatuh, dan, sebagai contoh, di lereng gunung berapi Cameroon (Afrika) - 10,000 mm. Jumlah kerpasan yang besar adalah disebabkan oleh kelembapan yang tinggi, serta penguasaan arus udara yang semakin meningkat, yang memihak kepada pembentukan awan. Kerpasan maksimum mutlak berlaku di kaki bukit Himalaya (Cherrapunji - 12,000 mm). Zon tropika menerima jumlah kerpasan paling sedikit setahun (100-250 mm). Ini adalah Sahara, padang pasir Arab, Australia Barat dan wilayah lain glob. Jumlah minimum khas untuk Gurun Atacama (0.01 mm). Pantai barat benua, dibasuh oleh arus sejuk (Peru, California, Benguela, Australia Barat), sangat lemah dalam kerpasan. Pantai timur benua di kawasan tropika (Florida, bahagian tenggara Asia dan Afrika, Australia Timur) diairi oleh hujan yang dibawa oleh angin perdagangan dan monsun.
Di latitud sederhana, dalam keadaan tekanan atmosfera yang rendah, jumlah kerpasan meningkat. Sejumlah besar hujan di latitud sederhana Hemisfera Utara dikaitkan dengan angin barat. Walau bagaimanapun, terdapat perbezaan disebabkan oleh kawasan yang luas benua. Di Barat ( Eropah barat, barat laut Amerika Utara, lereng barat Andes) di bawah pengaruh jisim udara marin, pemendakan mencapai 2000-3000 mm atau lebih. Di bahagian tengah, hujan berkisar antara 600 mm di barat hingga 300 mm di timur. Di kawasan monsun (pantai timur Amerika Utara dan Eurasia), jumlah kerpasan meningkat kepada 1000 mm.
Kawasan sejuk latitud kutub di kedua-dua hemisfera dicirikan oleh kerpasan rendah (kurang daripada 250 mm). Sebab utama adalah sinaran suria yang lemah, suhu udara yang rendah, dan penyejatan yang tidak ketara.
Di seluruh Bumi, 520 ribu km3 hujan turun setiap tahun. Daripada jumlah ini, di atas lautan - 79% dan di atas darat - 21%. Di kawasan khatulistiwa terdapat banyak hujan, hampir separuh daripada semua hujan di Bumi. Di zon tropika dan kutub (di kawasan tekanan tinggi) terdapat sedikit hujan - kebanyakan tropika dan gurun Arktik glob.
Angin malar terbentuk di atas permukaan bumi - angin perdagangan (di latitud tropika), angin barat (di latitud sederhana), angin timur di kawasan kutub dan angin bermusim - monsun. Di zon tekanan atmosfera rendah terdapat banyak kerpasan, dan di zon tekanan atmosfera tinggi terdapat sedikit kerpasan.
Ketidaksamaan sinaran suria di kawasan tertentu di Bumi adalah sebab utama peredaran atmosfera dengan pembentukan siklon dan antisiklon. Peredaran atmosfera ialah proses pembentukan iklim yang paling penting, memudahkan pemindahan haba dan lembapan dari satu kawasan ke kawasan lain dan menentukan sifat iklim pada mana-mana titik di permukaan dunia. Kewujudan peredaran atmosfera terutamanya disebabkan oleh taburan tekanan atmosfera yang heterogen, disebabkan terutamanya oleh kemasukan sinaran suria yang berbeza pada latitud tertentu, sifat fizikal permukaan bumi yang berbeza (darat, laut dan ais), serta pengaruh pesongan putaran Bumi pada aliran udara.
Gabungan sebab-sebab ini menentukan lokasi dan pergerakan pusat tetap dan bermusim tindakan atmosfera, i.e. kawasan atmosfera yang luas dengan dominasi antisiklon (kawasan tekanan atmosfera tinggi) atau siklon (kawasan tekanan atmosfera rendah). Lokasi pusat-pusat tindakan atmosfera mencerminkan ciri-ciri yang paling stabil bagi peredaran umum atmosfera. Terdapat pusat tetap tindakan atmosfera yang muncul sepanjang tahun - kemurungan khatulistiwa; kawasan tekanan atmosfera tinggi di atas latitud ketiga puluh hemisfera utara dan selatan (Azores anticyclone (maks), Pasifik Utara / maks Hawaii, maks Atlantik Selatan, maks India Selatan, maks Pasifik Selatan); lekukan latitud subpolar (kemurungan Iceland (min), min Aleutian, min Subantarctic); kawasan kutub dengan tekanan atmosfera tinggi (antisiklon Artik (maks), maks Antartika), serta pusat tindakan atmosfera bermusim, yang pembentukannya dikaitkan dengan pemanasan atau penyejukan yang sengit di pedalaman benua pada musim panas dan musim sejuk - contohnya, antisiklon Asia, antisiklon Kanada, min Arab Sahara, min Asia Selatan. Tekanan atmosfera sendiri tidak mempunyai banyak kepentingan langsung untuk iklim, tetapi kepentingan tidak langsungnya tidak boleh dipandang remeh. Akibat pengagihan tekanan atmosfera yang tidak sekata, pergerakan udara berlaku secara relatif kepada permukaan bumi, biasanya mendatar, yang diarahkan dari kawasan tekanan tinggi ke rendah. Pergerakan ini tidak lebih daripada angin.
Kewujudan pusat tindakan kekal menentukan pembentukan angin malar. Untuk zon tropika dicirikan oleh peredaran angin perdagangan.
Gambar rajah taburan tekanan dan angin di permukaan bumi
Passat adalah angin latitud tropika yang berterusan, kejadiannya dikaitkan dengan aliran keluar udara dari kawasan tekanan tinggi di atas latitud ketiga puluh ke kawasan lekukan khatulistiwa. Di bawah pengaruh kuasa Coriolis, angin perdagangan di hemisfera utara mempunyai arah timur laut, dan di hemisfera selatan - arah tenggara. Angin perdagangan zon tropika dicirikan oleh ketekalan arah yang menakjubkan dan kelajuan yang agak seragam. Oleh itu, di latitud tropika tali pinggang angin timur terbentuk. Zon angin timur tropika di kedua-dua belah khatulistiwa, termasuk zon penumpuan antara tropika, menduduki paling banyak kawasan yang luas berbanding bahagian lain dalam peredaran umum atmosfera.
Zon ekstratropika dicirikan oleh pengangkutan udara barat dan medan angin barat terbentuk di latitud ini. Angin barat Ini adalah angin berterusan latitud sederhana. Pembentukan mereka disebabkan oleh penurunan suhu udara dan tekanan atmosfera dari subtropika (kawasan tekanan tinggi di atas latitud tiga puluhan) ke latitud subpolar. Arus udara terarah meridian (disebabkan wujudnya kecerunan tekanan) dipesongkan oleh daya Coriolis ke kanan di hemisfera utara dan ke kiri di hemisfera selatan, i.e. dalam kedua-dua kes dari barat ke timur. Zon pemindahan barat Vm dicirikan oleh aktiviti siklonik yang sengit.
Zon peredaran umum menukar kedudukan mereka mengikut kemajuan tahunan ketinggian Matahari, yang merupakan sebab bagi selang-seli stabil arah angin semasa di pinggir zon ini. Walaupun anjakan mereka tidak penting, ia bermain peranan besar dalam pembentukan keadaan iklim zon iklim peralihan (subarctic, subtropika, subequatorial).
Angin adalah salah satu konsep asas meteorologi. Terdapat kesan langsung angin: faktor pembentuk pelepasan, mempengaruhi bentuk tumbuhan, menggalakkan pemindahan benih tumbuhan, menyebabkan arus laut, mengawal julat penyebaran pengaruh laut dan benua, dsb. Tetapi nilai yang lebih tinggi, daripada pengaruh langsung angin, kesan tidak langsungnya ada, kerana anginlah kita berhutang perubahan cuaca yang berkaitan dengan pergerakan pelbagai angin dengan pelbagai sifatnya.
Jisim udara– bahagian troposfera yang agak homogen, setanding dengan bahagian besar benua dan lautan dan mempunyai sifat umum(suhu, kelembapan, tekanan, dll.); terbentuk di atas permukaan asas yang homogen, di bawah keadaan sinaran seragam; bergerak secara keseluruhan dalam salah satu arus peredaran umum atmosfera (yang sebahagian besarnya menentukan sifat keadaan iklim) dan dipisahkan antara satu sama lain oleh bahagian hadapan atmosfera. Mengikut asal usul mereka membezakan: Artik, Antartika, latitud sederhana, VM tropika dan khatulistiwa, dengan pembahagiannya (kecuali khatulistiwa) kepada jenis marin dan benua.
Zon hadapan yang terbentuk dalam zon sentuhan Vm mempunyai ketidakstabilan atmosfera yang hebat. Bahagian hadapan atmosfera Artik dan kutub dicirikan oleh pembentukan siklon dan pusaran atmosfera yang besar. Peredaran udara dalam vorteks diarahkan lawan jam di hemisfera utara, dan mengikut arah jam di hemisfera selatan, dengan sisihan ke arah pusat siklon di lapisan bawah atmosfera. Perbezaan suhu yang ketara diperhatikan di bahagian siklon yang berlainan. Laluan siklon biasanya disertai dengan peningkatan kekeruhan dan pemendakan, perubahan suhu udara dan perubahan cuaca yang mendadak.
Skim pembangunan siklon hadapan (menurut S.P. Khromov)
Dalam zon penumpuan antara tropika (zon perlanggaran dalam atmosfera angin perdagangan Hemisfera Utara dan Selatan, atau angin perdagangan dan monsun khatulistiwa), arus udara ke atas yang kuat diperhatikan, yang membawa kepada pembentukan awan tebal dan berat. hujan.
Di wilayah benua Utara, yang kebanyakannya terletak di zon sederhana, subartik dan subtropika, pengangkutan barat VM latitud sederhana mendominasi. Minimum barik Iceland dan Aleutian, yang terbentuk di atas lembangan lautan di kawasan 60 0 N, berfungsi sebagai zon penumpuan VM, perkembangan proses frontal dan pembentukan siklon, yang bergerak dari barat ke timur, dari lautan ke benua dan menentukan rejim cuaca di kawasan besar benua Utara. Pengaruh angin barat yang paling kuat ditunjukkan dalam sektor lautan barat Eurasia dan Amerika Utara di zon subarctic, sederhana, di mana jenis iklim marin terbentuk, dicirikan oleh musim sejuk yang hangat untuk latitud ini, musim panas yang sejuk dan jumlah yang besar hujan turun sepanjang tahun dengan dominasi sedikit hujan musim sejuk. Di sektor lautan barat di kawasan subtropika, iklim Mediterranean terbentuk dengan musim sejuk basah (pengaruh angin barat) dan musim panas yang kering (disebabkan kedudukan musim panas antisiklon subtropika).
Di dalam benua tropika selatan, kawasan utama yang terletak di latitud khatulistiwa-tropika, peredaran angin perdagangan mendominasi. Di latitud tropika semua benua tropika selatan, angin perdagangan terlibat secara langsung dalam pembentukan iklim di pantai timur. Di timur Amerika Selatan, Australia dan Afrika Selatan angin perdagangan membawa mTV. Mereka menyumbang kepada pemendakan di lereng timur ketinggian pantai. DALAM waktu musim panas jumlah kerpasan meningkat kerana peredaran angin perdagangan meningkat dan kandungan lembapan Bm meningkat. Apabila kita bergerak lebih dalam ke benua, gunung berapi berubah dan jumlah kerpasan berkurangan. Penukaran mTB kepada cTB yang lebih pantas berlaku semasa tempoh sejuk. Kawasan ini dicirikan oleh iklim tropika lembap (angin perdagangan).
Peredaran angin perdagangan memainkan peranan yang sangat penting dalam membentuk iklim di utara, bahagian terluas Afrika, yang juga terletak berdekatan dengan blok benua besar Eurasia. Angin perdagangan timur laut diperhatikan secara berterusan sepanjang tahun antara latitud 30 0 dan 17 0 N. atas wilayah utara Afrika. VM yang dibawa oleh aliran angin perdagangan terbentuk di kawasan tekanan tinggi di latitud ketiga puluh, terletak di utara Afrika dan Arab. Dari segi sifatnya, ini adalah kTVM, yang sangat kering dan tidak menghasilkan kerpasan. Oleh itu, di zon pengaruh aliran udara ini, gurun terbesar di dunia, Sahara, terbentuk. Sahara dipanggil "cetusan idea angin perdagangan timur laut."
Pada musim sejuk berakhir kawasan pedalaman Kawasan luas dengan tekanan atmosfera tinggi berkembang di benua utara: antisiklon Kanada, Amerika Utara dan Asia. Antisiklon Asia, yang pusatnya terletak di utara Mongolia dan selatan Transbaikalia, adalah yang paling stabil. WM yang terbentuk di kawasan tekanan tinggi ini adalah kering dan mempunyai suhu yang sangat rendah. Penyebaran VM daripada antisiklon Asia menyebabkan penurunan suhu dan ketiadaan kerpasan musim sejuk di kawasan yang luas di Asia Utara, Tengah dan Timur.
DALAM tempoh musim panas kawasan pedalaman benua menjadi panas, lekukan tekanan terbentuk di atasnya, di mana bahan gunung berapi diambil dari pinggir benua. Sebagai contoh, angin musim panas seperti monsun dari Teluk Mexico, perlanggaran WM Pasifik dan Atlantik di kawasan pedalaman Mexico Highlands dengan perkembangan penumpuan antara tropika; proses serupa berkembang pada musim panas hemisfera selatan di kawasan pedalaman Afrika Selatan.
Dengan latar belakang peredaran umum atmosfera, peredaran tempatan muncul di beberapa wilayah, ditentukan oleh ciri-ciri geografi wilayah yang sepadan: sifat pelepasan, perbezaan ketara dalam suhu udara, permukaan dasar, dll. Terdapat banyak angin yang ditentukan tempatan yang mempunyai nama tempatan. Di antara angin tempatan, kumpulan berasingan dibentuk oleh angin sepoi-sepoi, angin lembah gunung, angin ke bawah (foehn), angin serantau sinoptik (pembentukannya dikaitkan dengan situasi sinoptik tertentu, paling kerap berulang): sirocco, samum, khamsin, willy-willy, dsb.; angin ribut (tornado, tornado, typhoon).
Struktur peredaran umum atmosfera secara keseluruhan adalah sangat kompleks baik dalam masa dan ruang. Ia dicirikan oleh pergerakan zon dan meridional berselang-seli, yang menjadikannya sukar untuk merangka rajahnya. Peredaran umum atmosfera juga belum cukup dikaji secara terperinci. Manual hanya meneliti ciri geografi peredaran bahagian bawah atmosfera, di mana sebahagian besar (sehingga 90% atau lebih) kelembapan yang terkandung di dalamnya tertumpu.
Pada ketinggian beberapa kilometer di atas untuk kebanyakan bahagian dunia dikuasai oleh angin barat. Ini disebabkan oleh penurunan suhu ke arah latitud tinggi; dalam udara yang lebih sejuk, tekanan menegak jatuh lebih cepat, dan pada ketinggian di atas kawasan kutub tekanan dikurangkan. Hanya antara khatulistiwa dan kawasan tropika (dan bukan di mana-mana atau dalam semua musim) angin timuran berlaku, seperti yang boleh dinilai daripada peta aliran lembapan. Di permukaan bumi gambarannya lebih kompleks. Di latitud tinggi terdapat zon angin dengan komponen timur. Di latitud yang lebih rendah, corak angin bermusim timbul disebabkan oleh perbezaan suhu antara hemisfera, antara lautan dan daratan, yang dalam erti kata yang paling umum boleh dipanggil monsun. Interaksi angin monsun dan angin zon peredaran umum membawa kepada komplikasinya. Benua mungkin mengalami pengaruh arus udara dari lautan yang berbeza pada musim yang berbeza (contohnya, Asia Timur pada separuh pertama tahun ia dipengaruhi oleh Lautan Hindi, dan pada separuh kedua oleh Pasifik). Aliran monsun mungkin tidak menerima pampasan di lapisan atas, di mana komponen monsun ditindas oleh pengangkutan zon am. Atas sebab yang sama, di latitud sederhana dan subtropika, ciri arah aliran monsun di pantai timur kelihatan lemah di bahagian barat benua, di mana komponen zon peredaran umum mendominasi. Di kawasan khatulistiwa, pantai barat benua mungkin mengalami pengaruh monsun lebih banyak daripada yang timur.
Dalam bentuk yang paling umum, rejim pemendakan dan pemindahan lembapan merentasi zon geografi latitudin boleh diterangkan, menurut B.P. Alisov, seperti berikut.
Zon khatulistiwa dicirikan oleh angin yang agak lemah dan pengangkutan lembapan. Walau bagaimanapun, kawasan di mana kecenderungan monsun adalah kuat dan zon peredaran berhijrah di sepanjang latitud sepanjang tahun pula dipengaruhi oleh angin perdagangan kedua-dua hemisfera. Lebih-lebih lagi, pada musim panas, laluan angin perdagangan melalui khatulistiwa membawa kepada transformasinya menjadi angin dengan komponen barat. Angin dari lapisan atmosfera yang lebih tinggi juga mengambil bahagian dalam proses ini (pada peta zon khatulistiwa di kawasan tersebut terganggu).
Perjalanan pemendakan adalah agak seragam dengan kecenderungan maksimum pada musim bunga dan musim luruh. Walau bagaimanapun, dalam persekitaran dengan orografi yang kompleks dan interaksi monsun, seperti Indonesia, kitaran tahunan kerpasan sangat berbeza walaupun dalam jarak yang dekat. Bergantung pada sama ada kawasan itu menghala angin atau mengharungi halangan orografik, kerpasan berbeza dengan ketara, tetapi nilai ekstrem untuk benua tidak diperhatikan di sini.
Zon monsun khatulistiwa dicirikan oleh pemindahan lembapan yang ketara yang mengubah arah sepanjang musim. Di kebanyakan bahagian zon, terutamanya berhampiran pantai dan halangan orografik, kerpasan adalah sangat tinggi (Cherrapunji di India, Debunja di Cameroon, Andagoya di Colombia). Pemendakan terutamanya berlaku pada musim panas, musim sejuk kering. Pengecualian adalah pantai timur benua, di mana monsun musim panas datang dari darat, melalui pergunungan (Vietnam, Somalia), dan monsun musim sejuk datang dari lautan di sepanjang pinggir barat antisiklon lautan. Hujan turun secara relatifnya sepanjang tahun.
Di pantai timur benua (pulau Madagascar dan Australia), siklon tropika membawa banyak hujan, paling kerap tiba pada musim luruh (di Teluk Benggala pada musim bunga dan musim luruh, di Teluk Arab - agak lebih di musim bunga, bagaimanapun, dalam siklon terakhir sangat jarang berlaku).
Zon angin perdagangan kedua-dua hemisfera terletak dari paksi antisiklon subtropika ke khatulistiwa. Di atmosfera yang lebih rendah, kawasan tekanan tinggi, yang dipanggil "antisiklon pegun" (Azores, Hawaii dan antisiklon di setiap tiga lautan di hemisfera selatan), hanya bertahan di atas lautan. Pada musim panas, di atas benua di lapisan bawah atmosfera, mereka hilang, kekal di lapisan yang lebih tinggi dalam bentuk pergerakan kecil ke bawah. Ini menyukarkan kerpasan terbentuk di zon angin perdagangan, dan di atas padang pasir tropika ia terbentuk kawasan tertutup kandungan lembapan atmosfera yang rendah.
Di hemisfera utara, antisiklon lautan lebih baik dinyatakan pada musim panas, di hemisfera selatan - pada musim sejuk, yang dikaitkan dengan pengagihan semula udara antara hemisfera. Di hemisfera selatan, pengagihan semula bermusim udara antara benua dan lautan tidak memainkan peranan penting kerana kawasan darat yang kecil di latitud ini. Di zon angin perdagangan, angin timuran mendominasi ke ketinggian yang ketara di troposfera, menyebabkan pemindahan lembapan yang agak besar. Kekeringan angin perdagangan di lapisan bawah dan langit cerah dengan kemasukan besar sinaran suria membawa di zon ini kepada penyejatan besar dari lautan, yang jauh melebihi kerpasan.
Dalam semua zon lain hubungan yang bertentangan berlaku. Di kebanyakan zon angin perdagangan terdapat sedikit hujan, dan di beberapa tempat ia boleh dikatakan tidak hadir. Kerpasan rendah kedua-duanya disebabkan oleh pergerakan menurun dan disebabkan penyongsangan angin perdagangan, yang rendah terutamanya di pinggir timur antisiklon lautan.
hidup pantai barat lautan ke arah angin perdagangan, udara lautan sampai ke tanah besar hanya dalam proses peredaran angin. Penurunan kerpasan difasilitasi oleh pembebasan perairan dalam yang sejuk berhampiran pantai, serta arus sejuk dan penurunan udara di sepanjang lereng banjaran gunung pantai di tanah besar (Andes). Jumlah hujan paling sedikit di zon ini diperhatikan di pedalaman benua dan di benua mereka pantai barat. Pada masa yang sama, kawasan curah hujan yang berkurangan menembusi jauh ke dalam lautan, meliputi kedua-dua pulau pantai dan bahagian tengahnya. Hanya di bahagian barat lautan dan di pantai timur benua (contohnya, di Amerika Tengah), di mana angin perdagangan menjadi lembap dan kehilangan komponen meridionalnya, dan penyongsangan naik dan lemah, kawasan pergunungan berangin dibasahi dengan banyaknya (di Kepulauan Hawaii pada satu titik kira-kira 12,000 mm setahun), di bahagian bawah pulau itu. hanya beberapa ratus milimeter jatuh. Siklon tropika juga menembusi pantai timur di sini (di Amerika Tengah, kerana sempitnya tanah, mereka juga melalui pantai Pasifik).
Zon subtropika peredaran terletak di pinggir luar zon angin perdagangan. Ciri-cirinya muncul terutamanya pada musim panas. Pada musim sejuk, peredaran berubah-ubah latitud sederhana berlaku di sini. Di zon ini, pemindahan lembapan kekal ke timur pada musim panas dan barat pada musim sejuk. Di atas lautan, pulau dan di bahagian barat benua, musim panas kering dan musim sejuk basah, dengan laluan taufan yang kerap di latitud sederhana (Mediterranean, dll.).
Di pedalaman benua, hujan maksimum berlaku pada musim bunga, apabila pada suhu yang lebih tinggi udara mengandungi lebih banyak kelembapan, dan aktiviti siklonik di hadapan latitud sederhana paling berkembang. Walau bagaimanapun, di pedalaman benua, kecuali kawasan gunung tinggi, ia kering (landskap padang rumput dan padang pasir mendominasi). Di bawah keadaan orografi yang menggalakkan, jumlah kerpasan tahunan berkurangan kepada beberapa milimeter (Gurun Taklamakan, Death Valley).
Di pantai timur Asia, Afrika dan Amerika Utara dan di zon ini, peredaran monsun berkembang, membawa kepada kelembapan yang banyak dengan hujan maksimum musim panas yang dominan.
Di zon latitud sederhana Perpindahan Barat adalah dominan. Di lapisan bawah di pinggir selatan zon (hemisfera utara), ia juga boleh menjadi timur, arah utama di sini dinyatakan dengan lemah, dan pada ketinggian tertentu pengangkutan berubah ke barat, yang menentukan aliran kelembapan keseluruhan. Di zon ini, kemasukan sinaran sangat lemah berbanding dengan zon sebelumnya, dan pada semua musim kecuali musim panas ia sangat berbeza mengikut latitud. Ini membawa kepada kontras suhu yang besar, peredaran atmosfera yang sengit dan kebolehubahan cuaca dari hari ke hari. Di zon ini, perbezaan suhu tahunan dan terutamanya bermusim yang besar antara benua dan lautan juga berlaku, menyebabkan pembentukan antisiklon di dalam benua pada musim sejuk (yang paling berkuasa di Eurasia). Pada musim panas, tekanan ke atas benua adalah rendah. Di atas lautan variasi tekanan bermusim diterbalikkan. Minima tekanan bermusim dialihkan ke pinggir zon di kawasan subpolar. Disebabkan oleh perbezaan musim yang besar antara benua dan lautan, komponen meridional yang agak besar muncul dalam fluks lembapan.
Peredaran atmosfera dan halaju aliran udara mengikut kontras suhu pada waktu sejuk adalah lebih besar daripada pada musim panas, yang sedikit sebanyak mengurangkan perjalanan tahunan pemindahan lembapan disebabkan oleh perbezaan kandungan lembapan. Secara purata, hampir sepanjang tahun, kandungan lembapan atmosfera di latitud yang sepadan di atas lautan adalah lebih besar daripada di atas darat (atau berhampiran dengannya). Jumlah kerpasan dan kitaran tahunannya adalah berbeza-beza. Keutamaan kerpasan berbanding penyejatan, sebagai peraturan, meningkat ke arah kawasan kutub.
Di atas lautan dan kawasan pantai (serta di pergunungan), lebih banyak hujan turun pada musim sejuk berbanding musim panas dan musim bunga, tetapi ke arah pedalaman benua, di bawah pengaruh penyejukan musim sejuk (dan seterusnya peningkatan anticyclonicity), musim panas (atau musim bunga) hujan mula berlaku sepanjang musim sejuk. Di bahagian tengah dan timur benua mungkin terdapat sedikit hujan pada musim sejuk (contohnya, di Asia). Aliran monsun di bahagian timur benua membawa kepada peningkatan komponen meridional pada musim sejuk (dari kutub, dan pada musim panas dari latitud khatulistiwa). Ini membawa kepada variasi tahunan yang besar dalam kandungan lembapan: pada musim sejuk ia kecil, dan pada musim panas ia sangat tinggi.
Di bahagian barat benua, komponen meridional peredaran kurang jelas dan dicirikan oleh kitaran tahunan terbalik, di mana perbezaan antara musim panas dan musim sejuk dilemahkan. Di hemisfera selatan hampir tiada tanah di zon ini. Jalur sempit sushi Amerika Selatan, selatan Tasmania dan pulau selatan New Zealand adalah terlalu tidak penting dan tidak menyebabkan ciri bermusim yang ketara, kecuali Andes, dalam bayang orografik yang kandungan lembapan atmosfera berkurangan. Pengaruh benua yang terletak di utara (di lain zon iklim) juga meluas ke zon latitud sederhana (contohnya, di Laut Tasman). Zon subartik, di mana peredaran latitud sederhana jelas dinyatakan pada musim panas dan latitud kutub pada musim sejuk, dibezakan hanya di hemisfera utara. Di hemisfera lautan selatan, perubahan bermusim dalam sempadan peredaran adalah kecil. Adalah dinasihatkan untuk mempertimbangkan ciri-ciri zon ini bersama-sama dengan peredaran zon Artik.
Dalam zon kutub kedua-dua hemisfera peredaran mempunyai beberapa ciri umum dan perbezaan ketara yang dikaitkan terutamanya dengan taburan lautan dan darat. Ciri ciri Bahagian kedua-dua hemisfera ini dikuasai oleh ais - glasier benua di darat dan bongkah ais terapung di laut. Glasier meningkatkan ketinggian tanah dengan ketara. Selain itu, tanah di kawasan ini (Greenland di utara, Antartika di selatan) adalah bergunung-ganang dan tinggi. Ini mewujudkan keadaan iklim yang sangat teruk di darat, suhu rendah sepanjang tahun, kandungan lembapan rendah, dan hujan yang sangat sedikit di bahagian tengah Antartika. Benua dan pulau-pulau besar Garis lintang ini adalah pusat sejuk sepanjang tahun. Pada musim sejuk, pada malam kutub, ini berlaku disebabkan oleh penyejukan yang lebih tinggi berbanding dengan ketinggian yang sama dalam atmosfera bebas pada musim panas, disebabkan oleh pemantulan salji dan ais yang tinggi pada suhu rendah. Oleh itu, kawasan tanah yang luas cenderung menjadi pusat proses peredaran.
ais laut juga merupakan sumber penyejukan, tetapi pengaruh ini lebih ketara pada musim panas. Pada musim sejuk, mereka ternyata lebih panas daripada darat, tetapi lebih sejuk daripada bahagian lautan yang tidak beku. Sempadan ais kutub tidak stabil dari semasa ke semasa. Turun naik iklim jangka panjang dikaitkan dengan faktor ini. Di kawasan kutub, terutamanya di atas daratan, terdapat kecenderungan untuk membentuk antisiklon, dan di sempadan luar jisim udara yang terbentuk di kawasan ini, hadapan Artik (di hemisfera selatan, Antartika) timbul dan aktiviti siklonik berkembang. Di pinggir kawasan kutub, kelembapan agak ketara. Memandangkan keadaan kawasan ini sedikit sebanyak menentukan perbezaan suhu antara latitudin, ia menjejaskan pelembapan latitud sederhana dan juga rendah dan mengambil bahagian dalam pembentukan turun naik jangka panjang dalam kerpasan. Siklon juga menembusi jauh ke dalam kawasan kutub, terutamanya di Artik. Pemindahan lembapan di lapisan bawah atmosfera di kawasan kutub kedua-dua hemisfera mempunyai sebahagian besar komponen timur, tetapi dengan ketinggian angin dengan cepat bergerak ke titik rujukan barat, dan aliran lembapan keseluruhan pada musim panas memperoleh komponen barat. Pada musim sejuk, aliran lembapan adalah sangat kecil dan di latitud tinggi diarahkan dari timur ke barat.
Oleh itu, peranan utama peredaran atmosfera dalam keseimbangan air glob ialah pembentukan kerpasan dan pemindahan haba dan lembapan. Arus udara yang dicipta oleh peredaran umum mencampurkan wap air yang terbentuk di atas lautan dan darat, menyusun arus permukaan di lautan dan meningkatkan penyejatan.
BAB 2. IMBANGAN AIR EROPAH
— faktor penting pembentukan iklim. Ia dinyatakan oleh pergerakan pelbagai jenis jisim udara.
Jisim udara- ini adalah bahagian troposfera yang bergerak yang berbeza antara satu sama lain dalam suhu dan kelembapan. Terdapat jisim udara laut Dan benua.
Marin jisim udara terbentuk di atas Lautan Dunia. Mereka lebih lembap berbanding dengan benua yang terbentuk di atas daratan.
Dalam berbeza zon iklim Bumi membentuk jisim udaranya sendiri: khatulistiwa, tropika, sederhana, arktik Dan Antartika.
Apabila jisim udara bergerak, mereka mengekalkan harta mereka untuk masa yang lama dan oleh itu menentukan cuaca tempat mereka tiba.
Jisim udara Artik bentuk di atas Utara Lautan Artik(pada musim sejuk - kedua-duanya di utara benua Eurasia dan Amerika Utara). Mereka dicirikan oleh suhu rendah, kelembapan rendah dan peningkatan ketelusan udara. Pencerobohan jisim udara Artik ke latitud sederhana menyebabkan penyejukan mendadak. Cuaca kebanyakannya cerah dan sebahagiannya mendung. Apabila bergerak ke pedalaman ke selatan, jisim udara Artik berubah menjadi udara benua kering dengan garis lintang sederhana.
Artik Benua jisim udara terbentuk di atas Artik berais (di bahagian tengah dan timurnya) dan seterusnya Pantai Utara benua (pada musim sejuk). Ciri-ciri mereka adalah suhu udara yang sangat rendah dan kandungan lembapan yang rendah. Pencerobohan jisim udara Artik benua ke tanah besar membawa kepada penyejukan teruk dalam cuaca cerah.
Arktik marin jisim udara terbentuk dalam keadaan yang lebih panas: di atas perairan bebas ais dengan suhu udara yang lebih tinggi dan kandungan lembapan yang lebih tinggi - ini adalah Artik Eropah. Pencerobohan jisim udara sedemikian ke tanah besar pada musim sejuk malah menyebabkan pemanasan.
Analog udara Artik Hemisfera Utara di Hemisfera Selatan ialah Jisim udara Antartika. Pengaruh mereka meluas ke ke tahap yang lebih besar di permukaan laut bersebelahan dan jarang di atas pinggir selatan tanah besar Amerika Selatan.
Sederhana(kutub) udara ialah udara latitud sederhana. Jisim udara sederhana menembusi ke kutub, serta latitud subtropika dan tropika.
Continental sederhana jisim udara pada musim sejuk biasanya membawa cuaca cerah dengan fros yang teruk, dan pada musim panas - agak panas, tetapi mendung, sering hujan, dengan ribut petir.
Laut sederhana jisim udara diangkut ke benua oleh angin barat. Mereka dicirikan oleh kelembapan yang tinggi dan suhu sederhana. Pada musim sejuk, jisim udara sederhana maritim membawa cuaca mendung, hujan lebat dan cair, dan pada musim panas - awan besar, hujan dan suhu yang lebih rendah.
Tropika jisim udara terbentuk di latitud tropika dan subtropika, dan pada musim panas - di kawasan benua di selatan latitud sederhana. Udara tropika menembusi ke latitud sederhana dan khatulistiwa. Suhu tinggi adalah ciri umum udara tropika.
Benua tropika jisim udara kering dan berdebu, dan jisim udara tropika maritim- kelembapan yang tinggi.
udara khatulistiwa, berlaku dalam Kemelesetan Khatulistiwa, sangat panas dan lembap. Pada musim panas di Hemisfera Utara, udara khatulistiwa, bergerak ke utara, ditarik ke dalam sistem peredaran monsun tropika.
Jisim udara khatulistiwa terbentuk di zon khatulistiwa. Mereka dibezakan suhu tinggi dan kelembapan sepanjang tahun, dan ini terpakai kepada jisim udara yang terbentuk di atas daratan dan di atas lautan. Oleh itu, udara khatulistiwa tidak dibahagikan kepada subjenis marin dan benua.
Keseluruhan sistem arus udara di atmosfera dipanggil peredaran umum atmosfera.
Depan atmosfera
Jisim udara sentiasa bergerak, mengubah sifat mereka (berubah), tetapi di antara mereka terdapat agak sempadan yang tajam — zon peralihan beberapa puluh kilometer lebarnya. Zon sempadan ini dipanggil hadapan atmosfera dan dicirikan oleh keadaan suhu yang tidak stabil, kelembapan udara,.
Persilangan hadapan sedemikian dengan permukaan bumi dipanggil garisan hadapan atmosfera.
Apabila bahagian hadapan atmosfera melalui mana-mana kawasan di atasnya, jisim udara dan, akibatnya, cuaca berubah.
Latitud sederhana dicirikan oleh kerpasan hadapan. Di zon hadapan atmosfera, pembentukan awan yang luas beribu-ribu kilometer panjang berlaku dan hujan berlaku. Bagaimana mereka timbul? Bahagian hadapan atmosfera boleh dianggap sebagai sempadan dua jisim udara, yang condong ke permukaan bumi pada sudut yang sangat kecil. Udara sejuk terletak di sebelah dan di atas udara hangat dalam bentuk baji rata. Dalam kes ini, udara panas naik ke atas baji udara sejuk dan menyejuk, menghampiri keadaan tepu. Awan muncul dari mana hujan turun.
Jika bahagian hadapan bergerak ke arah udara sejuk yang berundur, pemanasan berlaku; hadapan sedemikian dipanggil hangat. Depan sejuk, sebaliknya, ia mara ke wilayah yang diduduki oleh udara panas (Rajah 1).
nasi. 1. Jenis hadapan atmosfera: a - hadapan hangat; b - hadapan sejuk
Kerpasan atmosfera adalah salah satu elemen meteorologi yang sangat bergantung pada beberapa ciri landskap tempatan.
Walau bagaimanapun, mari kita cuba mengesan keadaan yang mempengaruhi pengedarannya.
Pertama sekali, perlu diperhatikan suhu udara. Suhu berkurangan dari khatulistiwa ke kutub; Akibatnya, kedua-dua keamatan penyejatan dan kapasiti lembapan udara berkurangan dalam arah yang sama. Di kawasan sejuk, penyejatan adalah kecil, dan udara sejuk tidak dapat melarutkan banyak wap air; oleh itu, semasa pemeluwapan, sejumlah besar kerpasan tidak dapat dilepaskan daripadanya. Di kawasan panas, penyejatan kuat dan kapasiti lembapan udara yang tinggi membawa kepada pemeluwapan wap air kepada pemendakan yang banyak. Oleh itu, corak mesti muncul di Bumi, iaitu di kawasan panas terutamanya terdapat banyak hujan, manakala di kawasan sejuk terdapat sedikit hujan. Corak ini sebenarnya menampakkan dirinya, tetapi, seperti fenomena lain dalam alam semula jadi, ia adalah rumit, dan di beberapa tempat sepenuhnya dikaburkan, oleh beberapa pengaruh lain, dan di atas semua oleh peredaran atmosfera, sifat taburan darat dan laut, pelepasan , ketinggian dan arus laut.
Mengetahui syarat-syarat yang diperlukan untuk pemeluwapan wap air, adalah mungkin untuk meramalkan bagaimana peredaran atmosfera mempengaruhi taburan pemendakan. Memandangkan udara adalah pembawa lembapan, dan pergerakannya meliputi ruang yang luas di Bumi, ini tidak dapat dielakkan membawa kepada melicinkan perbezaan dalam jumlah kerpasan yang disebabkan oleh taburan suhu di kawasan di mana pengalaman udara meningkat (di atas khatulistiwa, dalam siklon, di cerun angin banjaran gunung), persekitaran yang sesuai untuk pemendakan dicipta, dan semua faktor lain menjadi bawahan. Di tempat-tempat di mana pergerakan udara ke bawah mendominasi (di kawasan tinggi subtropika, di antisiklon secara amnya, di kawasan angin perdagangan, di lereng gunung ke bawah, dll.), terdapat lebih sedikit hujan.
Adalah diterima umum bahawa jumlah kerpasan di kawasan tertentu dalam darjat tinggi bergantung pada jaraknya dengan laut atau jarak dari laut. Sebenarnya, terdapat banyak contoh di mana kawasan Bumi yang sangat kering terletak di pantai lautan dan, sebaliknya, jauh dari laut, pedalaman (seperti, sebagai contoh, di lereng timur Andes di hulu Amazon. ), sejumlah besar hujan turun. Intinya di sini bukanlah jarak jauh dari laut, tetapi sifat peredaran atmosfera dan struktur permukaan, iaitu, ketiadaan atau kehadiran banjaran gunung yang mengganggu pergerakan jisim udara yang membawa kelembapan. Semasa monsun barat daya di India, jisim udara melepasi Gurun Thar tanpa mengairinya dengan hujan, kerana rupa bumi yang rata tidak menghalang pergerakan udara, dan padang pasir yang dipanaskan mempunyai kesan yang agak kering pada jisim udara. Tetapi monsun yang sama di lereng angin di Ghats Barat, apatah lagi lereng selatan Himalaya, meninggalkan sejumlah besar lembapan.
Keperluan untuk membezakan kerpasan orografik kepada jenis khas menunjukkan peranan struktur permukaan bumi yang sangat besar dalam pengagihan kerpasan. Benar, dalam kes ini, seperti dalam semua yang lain, kelegaan itu bukan sahaja penting dalam dirinya sendiri, sebagai halangan mekanikal, tetapi dalam kombinasi dengan ketinggian mutlak dan peredaran atmosfera.
Penembusan arus laut panas ke latitud tinggi menyumbang kepada pembentukan kerpasan kerana fakta bahawa arus hangat peredaran siklonik atmosfera yang berkaitan. Arus sejuk mempunyai kesan sebaliknya, kerana taji tekanan tinggi biasanya berkembang di atasnya.
Sudah tentu, tiada satu pun daripada faktor ini mempengaruhi taburan kerpasan secara bebas daripada yang lain. Dalam setiap kes kerugian kelembapan atmosfera dikawal oleh interaksi yang kompleks dan kadangkala bercanggah antara agen am dan tempatan. Walau bagaimanapun, jika kita mengabaikan butiran, syarat utama yang menentukan penempatan kerpasan dalam sampul landskap masih termasuk suhu, peredaran atmosfera umum dan pelepasan.