A condensação é a mudança no estado de uma substância de gasoso para líquido ou sólido. Mas o que é a condensação na mastaba do planeta?

A qualquer momento, a atmosfera do planeta Terra contém mais de 13 bilhões de toneladas de umidade. Este valor é quase constante, pois as perdas devido à precipitação são eventualmente substituídas continuamente pela evaporação.

Taxa de ciclo de umidade na atmosfera

A taxa de circulação de umidade na atmosfera é estimada em um valor colossal - cerca de 16 milhões de toneladas por segundo ou 505 bilhões de toneladas por ano. Se de repente todo o vapor de água na atmosfera se condensasse e caísse como precipitação, essa água poderia cobrir toda a superfície do globo com uma camada de cerca de 2,5 centímetros, ou seja, a atmosfera contém uma quantidade de umidade equivalente a apenas 2,5 centímetros de chuva.

Quanto tempo uma molécula de vapor permanece na atmosfera?

Como na Terra cai uma média de 92 centímetros por ano, portanto, a umidade na atmosfera é renovada 36 vezes, ou seja, 36 vezes a atmosfera está saturada de umidade e liberada dela. Isso significa que uma molécula de vapor de água permanece na atmosfera por uma média de 10 dias.

Caminho da molécula de água

Uma vez evaporada, uma molécula de vapor d'água geralmente flutua centenas e milhares de quilômetros até se condensar e cair na Terra com a precipitação. Água, neve ou granizo nas terras altas da Europa Ocidental, supera cerca de 3000 km do Atlântico Norte. Entre a transformação da água líquida em vapor e a precipitação na Terra, ocorrem vários processos físicos.

Da superfície quente do Atlântico, as moléculas de água entram no ar quente e úmido, que então se eleva acima do ar circundante mais frio (mais denso) e seco.

Se neste caso for observada uma forte mistura turbulenta de massas de ar, então uma camada de mistura e nuvens aparecerá na atmosfera na fronteira de duas massas de ar. Cerca de 5% do seu volume é umidade. O ar saturado de vapor é sempre mais leve, em primeiro lugar, porque é aquecido e vem de uma superfície quente e, em segundo lugar, porque 1 metro cúbico de vapor puro é cerca de 2/5 mais leve que 1 metro cúbico de ar seco e limpo na mesma temperatura e pressão. Segue-se que o ar úmido é mais leve que o ar seco, e o ar quente e úmido é ainda mais. Como veremos mais adiante, este é um fato muito importante para os processos de mudanças climáticas.

Movimento das massas de ar

O ar pode subir por dois motivos: ou porque se torna mais leve devido ao aquecimento e umidade, ou porque as forças atuam sobre ele, fazendo com que ele suba acima de alguns obstáculos, como massas de ar mais frias e densas, ou sobre colinas e montanhas.

Resfriamento

O ar ascendente, tendo caído em camadas com pressão atmosférica mais baixa, é forçado a se expandir e ao mesmo tempo esfriar. A expansão requer energia cinética, que é tomada às custas da energia térmica e potencial ar atmosférico, e este processo conduz inevitavelmente a uma diminuição da temperatura. A taxa de resfriamento de uma porção ascendente de ar geralmente muda se essa porção for misturada com o ar circundante.

Gradiente adiabático seco

O ar seco, no qual não há condensação ou evaporação, bem como a mistura, que não recebe energia de outra forma, é resfriado ou aquecido por valor constante(1°C a cada 100 metros) à medida que sobe ou desce. Este valor é chamado de gradiente adiabático seco. Mas se a massa de ar ascendente estiver úmida e a condensação ocorrer nela, o calor latente da condensação será liberado e a temperatura do ar saturado com vapor cairá muito mais lentamente.

Gradiente adiabático úmido

Essa quantidade de mudança de temperatura é chamada de gradiente úmido-adiabático. Não é constante, mas varia com a quantidade de calor latente liberada, ou seja, depende da quantidade de vapor condensado. A quantidade de vapor depende de quanto a temperatura do ar cai. Nas camadas mais baixas da atmosfera, onde o ar é quente e a umidade é alta, o gradiente úmido-adiabático é um pouco mais da metade do gradiente seco-adiabático. Mas o gradiente úmido-adiabático aumenta gradualmente com a altura e em uma altitude muito alta na troposfera é quase igual ao gradiente seco-adiabático.

A flutuabilidade do ar em movimento é determinada pela razão entre sua temperatura e a temperatura do ar circundante. Como regra, na atmosfera real, a temperatura do ar cai desigualmente com a altura (essa mudança é simplesmente chamada de gradiente).

Se a massa de ar é mais quente e, portanto, menos densa que o ar circundante (e o teor de umidade é constante), então ela sobe da mesma maneira que uma bola de criança imersa em um tanque. Por outro lado, quando o ar em movimento é mais frio que o ar circundante, sua densidade é maior e ele afunda. Se o ar tem a mesma temperatura que as massas vizinhas, então sua densidade é igual e a massa permanece estacionária ou se move apenas junto com o ar circundante.

Assim, existem dois processos na atmosfera, um dos quais promove o desenvolvimento do movimento vertical do ar e o outro o retarda.

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10. Massas de ar

10.5. Transformação de massas de ar

Quando as condições de circulação mudam, a massa de ar como um todo se desloca do centro de sua formação para áreas vizinhas, interagindo com outras massas de ar.

Ao se mover, a massa de ar começa a mudar suas propriedades - elas já dependerão não apenas das propriedades da fonte de formação, mas também das propriedades das massas de ar vizinhas, das propriedades da superfície subjacente sobre a qual a massa de ar passa , e também no tempo decorrido desde a formação das massas de ar.

Essas influências podem causar mudanças no teor de umidade do ar, bem como uma mudança na temperatura do ar como resultado da liberação de calor latente ou troca de calor com a superfície subjacente.

i O processo de alteração das propriedades de uma massa de ar é chamado de transformação ou

evolução.

A transformação associada ao movimento da massa de ar é chamada de dinâmica. A velocidade de movimento da massa de ar em diferentes alturas será diferente, a presença de uma mudança de velocidade causa uma mistura turbulenta. Se as camadas inferiores de ar forem aquecidas, ocorre instabilidade e a mistura convectiva se desenvolve.

Normalmente o processo de transformação da massa de ar dura de 3 a 7 dias. Um sinal de seu fim é a cessação das mudanças na temperatura do ar dia a dia, tanto perto da superfície da Terra quanto nas alturas - ou seja, atingir a temperatura de equilíbrio.

i A temperatura de equilíbrio caracteriza a temperatura característica de um determinado

distrito em Tempo dado Do ano.

O processo de atingir a temperatura de equilíbrio pode ser considerado como o processo de formação de uma nova massa de ar.

A transformação das massas de ar ocorre de forma especialmente intensa quando a superfície subjacente muda, por exemplo, quando a massa de ar se move da terra para o mar.

Um exemplo marcante é a transformação do ar temperado continental sobre o Mar do Japão no inverno.

10. Massas de ar

Quando o ar temperado continental se move sobre o Mar do Japão, ele se transforma em ar semelhante em propriedades ao ar temperado marinho, que ocupa o Oceano Pacífico no inverno.

O ar temperado continental é caracterizado por baixa umidade e temperaturas do ar muito baixas. A transformação do ar frio continental sobre o Mar do Japão ocorre de forma muito intensa, especialmente em casos de intrusões repentinas, quando a massa de ar está em Estado inicial transformações.

O principal papel na transformação térmica do ar na camada superficial é desempenhado pela troca de calor turbulenta entre a massa de ar e a superfície do mar subjacente.

A intensidade de aquecimento do ar frio sobre o mar é diretamente proporcional à diferença de temperatura da água e do ar. De acordo com estimativas empíricas, o valor da transformação térmica do ar frio próximo à superfície do mar é diretamente proporcional ao produto

(T-Tw) t,

onde T é a temperatura do ar continental, Tw é a temperatura da superfície do mar, t é o tempo (em horas) de movimento do ar continental sobre o mar.

Como a diferença de temperatura entre o ar da monção continental e a temperatura da superfície do mar sobre o Mar do Japão excede 10-15 ° C na costa de Primorye, o aquecimento do ar perto da superfície do mar ocorre muito rapidamente e depende de seu caminho passava sobre o mar.

Além disso, quando o ar frio entra na superfície quente subjacente do Mar do Japão, sua instabilidade aumenta. O valor do gradiente de temperatura vertical na camada superficial (100-150 m) aumenta rapidamente com a altura.

Observe que com um vento fraco, o ar aquece mais fortemente do que com um vento forte, mas apenas uma fina camada superficial da atmosfera aquece. Em ventos fortes, uma camada mais espessa de ar, de até 1,5 km ou mais, está envolvida na mistura. Transferência de calor turbulenta intensa, um indicador indireto de que é uma recorrência significativa de moderada e ventos fortes sobre o mar, favorece a rápida propagação do ar quente para cima. Ao mesmo tempo, a advecção fria aumenta com a altura, o que leva a um aumento da instabilidade da massa de ar.

Ao mover-se sobre o mar, o ar continental não apenas aquece, mas também é enriquecido com umidade, o que também aumenta sua instabilidade de acordo com a diminuição do nível de condensação.

10. Massas de ar

Quando o ar úmido sobe como resultado de processos de condensação, o calor latente de vaporização é liberado. O calor de condensação liberado (calor latente de vaporização) é usado para aquecer o ar. Quando o ar úmido sobe, a temperatura cai já de acordo com a lei adiabática úmida, ou seja, mais lentamente do que no caso do ar seco.

À medida que se move sobre o mar, acompanhada de aquecimento e umidificação, a massa de ar torna-se instável, pelo menos na camada inferior de 1,5 km da atmosfera. Desenvolve intensivamente não apenas convecção dinâmica, mas também térmica. Isso é evidenciado pela formação de nuvens cumulus, que são células fechadas deformadas. Essas células, sob a influência do vento, estendem-se em forma de cadeias desde a costa de Primorye até a costa ocidental do Japão, onde sua espessura aumenta e dão precipitação.

A formação de nuvens sobre o mar e a mudança da nebulosidade ao longo do caminho da massa de ar, por sua vez, leva a mudanças na temperatura do ar. A nebulosidade resultante protege a radiação de saída e cria contra-radiação atmosférica.

Além disso, correntes descendentes de ar são formadas ao longo da periferia da célula de nuvem. Quando abaixado, o ar é removido do estado de saturação e aquecido adiabaticamente. O fluxo descendente total sobre o mar pode contribuir significativamente para a mudança na temperatura do ar sobre o mar.

Além disso, a mudança no albedo desempenha um papel na direção do aumento da temperatura do ar: no inverno, o ar se move do continente, onde predomina a cobertura de neve (albedo em média 0,7), para a superfície do mar aberto (albedo em média 0,2). Estas condições podem aumentar a temperatura do ar em 5-10 °C.

O acúmulo de ar quente próximo às margens orientais do Mar do Japão ativa a formação de nuvens e precipitação, o que, por sua vez, afeta a formação do campo de temperatura do ar.

10.6. Classificação termodinâmica de massas de ar

Do ponto de vista da transformação das massas de ar, elas podem ser classificadas em quentes, frias e neutras. Essa classificação é chamada termodinâmica.

10. Massas de ar

i Quente (frio) é uma massa de ar que é mais quente (mais fria)

seu ambiente e na área dada gradualmente esfria (aquece), tentando aproximar-se do equilíbrio térmico

Debaixo meio Ambiente aqui se entende a natureza da superfície subjacente, sua estado térmico e massas de ar vizinhas.

Relativamente quente (frio) é uma massa de ar que é mais quente (mais fria) do que as massas de ar circundantes e que continua a aquecer (esfriar) em uma determinada área, ou seja, é frio (quente) no sentido acima.

Para determinar se a massa de ar em uma determinada área está esfriando ou aquecendo, deve-se comparar a temperatura do ar medida ao mesmo tempo por vários dias, ou as temperaturas médias diárias do ar.

i Massa de ar local (neutra) é a massa localizada

equilíbrio térmico com o seu ambiente, ou seja, dia após dia mantendo suas propriedades sem mudanças significativas.

Assim, a massa de ar em transformação pode ser tanto quente quanto fria e, após a conclusão da transformação, torna-se local.

No mapa OT 1000 500, uma massa de ar frio corresponde a uma área oca ou fechada de frio (centro frio), e uma massa de ar quente corresponde a uma crista ou centro de calor.

Uma massa de ar pode ser caracterizada por equilíbrio instável e estável. Essa divisão das massas de ar leva em consideração um dos resultados mais importantes da troca de calor - a distribuição vertical da temperatura do ar e o tipo correspondente de equilíbrio vertical. Certas condições meteorológicas estão associadas a massas de ar estáveis ​​(UVM) e instáveis ​​(NVM).

Massas de ar neutras (locais) em qualquer estação podem ser estáveis ​​e instáveis, dependendo das propriedades iniciais e da direção de transformação da massa de ar a partir da qual essa massa de ar foi formada. Sobre os continentes, as massas de ar neutras no verão são geralmente instáveis, no inverno

- estábulo. Sobre os oceanos e mares, essas massas são mais frequentemente estáveis ​​no verão e instáveis ​​no inverno.

massas de ar- grandes volumes de ar na parte inferior da atmosfera terrestre - a troposfera, com dimensões horizontais de muitas centenas ou vários milhares de quilômetros e dimensões verticais de vários quilômetros, caracterizada por uma uniformidade horizontal aproximada de temperatura e teor de umidade.

Tipos:ártico ou ar da Antártida(AB), ar temperado(UV), ar tropical(TELEVISÃO) ar equatorial(EV).

O ar nas camadas de ventilação pode se mover na forma laminar ou turbulento fluxo. conceito "laminar" significa que os fluxos de ar individuais são paralelos entre si e se movem no espaço de ventilação sem turbulência. Quando fluxo turbulento suas partículas se movem não apenas em paralelo, mas também fazem movimento transversal. Isso leva à formação de vórtices em toda a seção transversal do duto de ventilação.

O estado do fluxo de ar no espaço de ventilação depende: Velocidade do fluxo de ar, Temperatura do ar, Área da seção transversal do duto de ventilação, Formas e superfícies dos elementos de construção na borda do duto de ventilação.

Na atmosfera terrestre, observam-se movimentos do ar de várias escalas - de dezenas e centenas de metros (ventos locais) a centenas e milhares de quilômetros (ciclones, anticiclones, monções, ventos alísios, zonas frontais planetárias).
O ar está em constante movimento: sobe - um movimento ascendente, desce - um movimento descendente. O movimento do ar na direção horizontal é chamado de vento. A razão para a ocorrência do vento é a distribuição desigual da pressão do ar na superfície da Terra, causada por uma distribuição desigual da temperatura. Neste caso, o fluxo de ar se move de locais com alta pressão para o lado onde a pressão é menor.
Com o vento, o ar não se move uniformemente, mas em choques, rajadas, principalmente perto da superfície da Terra. Existem muitas razões que afetam o movimento do ar: o atrito do fluxo de ar na superfície da Terra, encontrar obstáculos, etc. Além disso, os fluxos de ar sob a influência da rotação da Terra desviam-se para a direita no norte hemisfério sul e à esquerda no hemisfério sul.

Invadindo áreas com diferentes propriedades térmicas da superfície, as massas de ar são gradualmente transformadas. Por exemplo, o ar marinho temperado, entrando na terra e se movendo profundamente no continente, gradualmente aquece e seca, transformando-se em ar continental. A transformação das massas de ar é especialmente característica para latitudes temperadas, que de tempos em tempos são invadidos pelo ar quente e seco das latitudes tropicais e pelo ar frio e seco das circumpolares.

Junto com a latitude geográfica, um importante fator de formação do clima é a circulação atmosférica, ou seja, o movimento das massas de ar.

massas de ar- volumes significativos de ar na troposfera, que possui certas propriedades (temperatura, teor de umidade), dependendo das características da região de sua formação e movimento como um todo.

O comprimento da massa de ar pode ser de milhares de quilômetros e, para cima, pode se estender até o limite superior da troposfera.

As massas de ar são divididas em dois grupos de acordo com a velocidade do movimento: em movimento e local. em movimento as massas de ar, dependendo da temperatura da superfície subjacente, são divididas em quentes e frias. Massa de ar quente - movendo-se sobre uma superfície fria subjacente, massa fria - movendo-se sobre uma superfície mais quente. Massas de ar locais são massas de ar que não mudam de posição geográfica. Eles podem ser estáveis ​​e instáveis ​​dependendo da estação, bem como secos e molhados.

Existem quatro tipos principais de massas de ar: equatorial, tropical, temperada, ártica (antártica). Além disso, cada um dos tipos é dividido em subtipos: marinho e continental, diferindo em umidade. Por exemplo, uma massa ártica offshore se forma sobre mares do norte- Mares de Barents e Brancos, caracterizados como uma massa de ar continental, mas com umidade ligeiramente aumentada (ver fig. 1).

Arroz. 1. Área de formação de massas de ar do Ártico

O clima da Rússia forma, em um grau ou outro, todas as massas de ar, com exceção da equatorial.

Considere as propriedades de várias massas que circulam no território de nosso país. ártico a massa de ar é formada principalmente sobre o Ártico nas latitudes polares, caracterizada por baixas temperaturas no inverno e no verão. Possui baixa umidade absoluta e alta umidade relativa. Esta massa de ar domina todo o ano na zona ártica, e no inverno move-se para o subártico. Moderado a massa de ar é formada em latitudes temperadas, onde, dependendo da época do ano, a temperatura muda: relativamente alta no verão, relativamente baixa no inverno. De acordo com as estações do ano, a umidade também depende do local de formação. Esta massa de ar domina zona temperada. Em parte, no território da Rússia é dominado por tropical massas de ar. Eles são formados em latitudes tropicais e tem Temperatura alta. A umidade absoluta depende do local de formação, e humidade relativa geralmente baixo (ver Fig. 2).

Arroz. 2. Características das massas de ar

A passagem de várias massas de ar no território da Rússia causa uma diferença no clima. Por exemplo, todas as “ondas frias” em nosso país que vêm do norte são massas de ar do Ártico, e massas de ar tropicais da Ásia Menor ou, às vezes, do norte da África vêm para o sul da parte européia (trazem clima quente e seco ).

Considere como as massas de ar circulam pelo território do nosso país.

Circulação atmosféricaé um sistema de movimento de massas de ar. Distinguir entre a circulação geral da atmosfera na escala de todo o globo e a circulação local da atmosfera sobre territórios individuais e áreas de água.

O processo de circulação de massas de ar fornece umidade ao território e também afeta a temperatura. As massas de ar se movem sob a ação de centros pressão atmosférica, e os centros mudam dependendo da época do ano. É por isso que as direções mudam ventos prevalecentes que trazem massas de ar para o território do nosso país. Por exemplo, a Rússia europeia e as regiões ocidentais da Sibéria estão sob a influência de permanentes ventos de oeste. Com eles vêm massas de ar marinho moderados de latitudes temperadas. Eles se formam sobre o Atlântico (Ver Fig. 3).

Arroz. 3. Movimento de massas de ar marinhas moderadas

Quando o transporte do oeste enfraquece, a massa de ar do Ártico vem com os ventos do norte. Traz uma forte onda de frio, geadas no início do outono e no final da primavera. (ver Fig. 4).

Arroz. 4. Movimento da massa de ar do Ártico

O ar tropical continental para o território da parte asiática do nosso país vem de Ásia Central ou do norte da China, e chega à parte européia do país da península Asia menor ou mesmo com norte da África, mas mais frequentemente esse ar é formado no território do norte da Ásia, Cazaquistão, planície do Cáspio. Estas áreas encontram-se na zona temperada zona climática. No entanto, o ar acima deles aquece muito fortemente no verão e adquire as propriedades de uma massa de ar tropical. A massa de ar continental moderada prevalece durante todo o ano nas regiões ocidentais da Sibéria, então os invernos são claros e gelados e os verões são bastante quentes. Mesmo sobre o Oceano Ártico, a Groenlândia tem invernos mais quentes.

Devido ao forte resfriamento sobre a parte asiática do nosso país, uma área de forte resfriamento é formada no leste da Sibéria (uma área de alta pressão - ). Seu centro está localizado nas regiões da Transbaikalia, República de Tuva e norte da Mongólia. O ar continental muito frio se espalha dele para lados diferentes. Estende sua influência sobre vastos territórios. Uma de suas direções é a nordeste até a costa de Chukchi, a segunda - a oeste através do norte do Cazaquistão e o sul da planície russa (Europa Oriental) até cerca de 50ºN. O tempo claro e gelado se instala com uma pequena quantidade de neve. No verão, devido ao aquecimento, o máximo asiático (anticiclone siberiano) desaparece e a baixa pressão se instala. (Ver Fig. 5).

Arroz. 5. Anticiclone siberiano

Alternância sazonal de áreas de alta e pressão baixa formulários em Extremo Oriente circulação de monções da atmosfera. É importante perceber que, passando por certos territórios, as massas de ar podem mudar dependendo das propriedades da superfície subjacente. Esse processo é chamado transformação das massas de ar. Por exemplo, a massa de ar do Ártico, sendo seca e fria, ao passar pelo território da planície do leste europeu (russo), aquece e torna-se muito seca e quente na região da planície do Cáspio, o que causa ventos secos.

Alta Asiática, ou, como é chamado, o anticiclone siberiano é uma área de alta pressão que se forma sobre a Ásia Central e Leste da Sibéria. Manifesta-se no inverno e é formado como resultado do resfriamento do território em condições de enorme tamanho e relevo oco. Na parte central do máximo sobre a Mongólia e o sul da Sibéria, a pressão em janeiro às vezes atinge 800 mm Hg. Arte. Esta é a pressão mais alta registrada na Terra. No inverno, o grande anticiclone siberiano se estende por aqui, especialmente estável de novembro a março. O inverno aqui é tão sem vento que, com pouca neve, os galhos das árvores ficam brancos por muito tempo da neve “inquebrável”. As geadas já a partir de outubro atingem -20 ... -30ºС, e em janeiro geralmente atinge -60ºC. temperatura média cai para -43º em um mês, é especialmente frio nas terras baixas, onde o frio ar pesado. Quando não há vento muito frio não são tão difíceis de suportar, mas a -50º já é difícil respirar, observam-se nevoeiros de base. Essas geadas dificultam o pouso dos aviões.

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1. Fatores formadores do clima e circulação atmosférica ().
2. Propriedades das massas de ar que formam o clima da Rússia ().
3. Transferência ocidental de massas de ar ().
4. Massas de ar ().
5. Circulação atmosférica ().

Trabalho de casa

1. Que tipo de transferência de massa aérea domina em nosso país?
2. Que propriedades têm as massas de ar e de que dependem?

O movimento das massas de ar

Todo o ar da Terra circula continuamente entre o equador e os pólos. O ar aquecido no equador sobe, é dividido em duas partes, uma parte começa a se mover em direção ao pólo norte, a outra parte - em direção pólo Sul. Ao atingir os pólos, o ar esfria. Nos postes, ele torce e cai.

Figura 1. O princípio do turbilhão de ar

Acontece que dois enormes vórtices, cada um dos quais cobrem todo o hemisfério, os centros desses vórtices estão localizados nos pólos.
Tendo descido nos pólos, o ar começa a se mover de volta para o equador; no equador, o ar aquecido sobe. Em seguida, novamente se move para os pólos.
Nas camadas mais baixas da atmosfera, o movimento é um pouco mais complicado. Nas camadas mais baixas da atmosfera, o ar do equador, como de costume, começa a se mover em direção aos pólos, mas no paralelo 30 ele cai. Uma parte dela retorna ao equador, onde se eleva novamente, a outra parte, tendo descido no paralelo 30, continua a se mover em direção aos pólos.

Figura 2. Movimento do ar hemisfério norte

Conceito de vento

Vento - o movimento do ar em relação à superfície da terra (o componente horizontal desse movimento), às vezes eles falam de um vento ascendente ou descendente, levando em consideração seu componente vertical.

Velocidade do vento

Estimativa da velocidade do vento em pontos, a chamada Escala Beaufort, segundo o qual toda a gama de velocidades de vento possíveis é dividida em 12 gradações. Essa escala relaciona a força do vento com seus vários efeitos, como o grau de aspereza do mar, o balanço de galhos e árvores, a propagação da fumaça das chaminés e assim por diante. Cada gradação na escala Beaufort tem um nome específico. Assim, zero da escala de Beaufort corresponde a calma, ou seja, completa falta de vento. vento às 4 pontos, segundo Beauforté chamado de moderado e corresponde a uma velocidade de 5 a 7 m/s; em 7 pontos - forte, a uma velocidade de 12-15 m / s; em 9 pontos - por uma tempestade, a uma velocidade de 18-21 m / s; finalmente, um vento de 12 pontos Beaufort já é um furacão, em uma velocidade de mais de 29 m / s . Perto da superfície da Terra, você geralmente tem que lidar com ventos cujas velocidades são da ordem de 4 a 8 m/s e raramente excedem 12 a 15 m/s. Mas, no entanto, em tempestades e furacões de latitudes temperadas, as velocidades podem exceder 30 m/s, e em algumas rajadas atingem 60 m / s. Em furacões tropicais, a velocidade do vento atinge até 65 m / s, e rajadas individuais - até 100 m / s. Em redemoinhos de pequena escala (tornados, coágulos sanguíneos ), são possíveis velocidades superiores a 100 m / s. correntes na troposfera superior e na estratosfera inferior velocidade média vento por um longo tempo e em uma grande área pode atingir até 70-100 m / s . A velocidade do vento próximo à superfície da Terra é medida por anemômetros de vários modelos. Os instrumentos de medição do vento nas estações terrestres são instalados a uma altura de 10 a 15 m acima da superfície da Terra.

Tabela 1. ENERGIA EÓLICA.
Escala Beaufort para determinar a força do vento
Pontos	Sinais visuais em terra	Velocidade do vento, km/h	Termos que definem a força do vento
	Calmamente; fumaça sobe verticalmente	Menos de 1,6	Calma
	A direção do vento é perceptível pelo desvio da fumaça, mas não pelo cata-vento	1,6–4,8	Tranquilo
	O vento é sentido pela pele do rosto; as folhas farfalham; virando cata-ventos comuns	6,4–11,2	Leve
	Folhas e pequenos galhos estão em constante movimento; acenando bandeiras de luz	12,8–19,2	Fraco
	O vento levanta poeira e papéis; galhos finos balançam	20,8–28,8	Moderado
	As árvores frondosas balançam; ondulações aparecem na terra	30,4–38,4	Fresco
	Galhos grossos balançam; o assobio do vento é ouvido nos fios elétricos; difícil segurar um guarda-chuva	40,0–49,6	Forte
	Os troncos das árvores balançam; difícil ir contra o vento	51,2–60,8	Forte
	Galhos de árvores quebram; quase impossível ir contra o vento	62,4–73,6	Muito forte
	Pequenos danos; o vento arranca capuzes de fumaça e telhas dos telhados	75,2–86,4	Tempestade
	Raramente em terra firme. As árvores são arrancadas. Danos significativos em edifícios	88,0–100,8	Tempestade pesada
	É muito raro em terra firme. Acompanhado pela destruição em uma grande área	102,4–115,2	Tempestade violenta
	Destruição severa (Pontuações 13-17 foram adicionadas pelo US Weather Bureau em 1955 e são usadas nas escalas dos EUA e do Reino Unido)	116,8–131,2	Furacão
	132,8–147,2
	148,8–164,8
	166,4–182,4
	184,0–200,0
	201,6–217,6

Direção do vento

A direção do vento refere-se à direção de onde sopra. Você pode indicar essa direção nomeando o ponto no horizonte de onde sopra o vento ou o ângulo formado pela direção do vento com o meridiano do local, ou seja, seu azimute. No primeiro caso, distinguem-se oito pontos principais do horizonte: norte, nordeste, leste, sudeste, sul, sudoeste, oeste, noroeste. E oito pontos intermediários entre eles: norte-nordeste, leste-nordeste, leste-sudeste, sul-sudeste, sul-sudoeste, oeste-sudoeste, oeste-noroeste, norte-noroeste. Os dezesseis pontos que indicam a direção de onde o vento sopra têm abreviações:

Tabela 2. QUARTOS ABREVIADOS
A PARTIR DE	N	NO	E	YU	S		C
CCB	NNE	COSTURAR	ESE	SSW	SSW	ZSZ	WNW
CB	NE	SE	SE	SO	SO	NO	NO
BC	ENE	SSE	SSE	SO	WSW	CVD	NNW
N - norte, E - leste, S - sul, W - oeste

Circulação atmosférica

Circulação atmosférica - observações meteorológicas do estado da concha de ar do globo - a atmosfera - mostram que ela não está em repouso: com a ajuda de cata-ventos e anemômetros, observamos constantemente a transferência de massas de ar de um lugar para outro em a forma de vento. O estudo dos ventos em diferentes partes do globo mostrou que os movimentos da atmosfera nessas camadas inferiores acessíveis à nossa observação são de natureza muito diferente. Há lugares onde os fenômenos do vento, assim como outras características do clima, têm um caráter de estabilidade muito pronunciado, um desejo conhecido de constância. Em outras regiões, no entanto, os ventos mudam seu caráter com tanta rapidez e frequência, sua direção e força mudam tão brusca e repentinamente, como se não houvesse lei em suas mudanças rápidas. Com a introdução do método sinóptico para estudar as mudanças climáticas não periódicas, porém, tornou-se possível notar alguma relação entre a distribuição da pressão e os movimentos das massas de ar; outros estudos teóricos de Ferrel, Guldberg e Mohn, Helmholtz, Bezold, Oberbeck, Sprung, Werner Siemens e outros meteorologistas explicaram onde e como os fluxos de ar surgem e como eles são distribuídos na superfície da Terra e na massa da atmosfera. Um estudo cuidadoso de mapas meteorológicos que descrevem o estado da camada inferior da atmosfera - o clima na própria superfície da terra, mostrou que a pressão da atmosfera é distribuída sobre a superfície da terra de maneira bastante desigual, geralmente na forma de áreas com pressão mais baixa ou mais alta do que na área circundante; de acordo com o sistema de ventos que neles surgem, essas áreas são reais vórtices atmosféricos. Áreas pressão reduzida comumente referido como baixos barométricos, depressões barométricas ou ciclones; áreas de alta pressão são chamadas de máximos barométricos ou anticiclones. Todo o clima na área que ocupam está intimamente relacionado a essas regiões, o que difere nitidamente para regiões de baixa pressão do clima em regiões de pressão relativamente alta. Movendo-se ao longo da superfície da Terra, as regiões mencionadas também carregam consigo seu clima característico e, por seus movimentos, causam suas mudanças não periódicas. Um estudo mais aprofundado dessas e de outras áreas levou à conclusão de que esses tipos de distribuição da pressão atmosférica podem ainda ter um caráter diferente em termos da capacidade de manter sua existência e mudar sua posição na superfície da terra, diferem em estabilidade muito diferente: existem mínimos e máximos barométricos temporários e permanentes. Enquanto os primeiros - vórtices - são temporários e não apresentam estabilidade suficiente e mudam mais ou menos rapidamente de lugar na superfície terrestre, intensificando-se ou enfraquecendo-se e, finalmente, desintegrando-se completamente em períodos de tempo relativamente curtos, áreas de máximos e mínimos têm estabilidade extremamente alta e por muito tempo mantidos, sem alterações significativas, no mesmo local. É claro que a estabilidade do clima e a natureza das correntes de ar na área que ocupam estão intimamente relacionadas à diferente estabilidade dessas regiões: altos e baixos constantes corresponderão tanto a um clima constante e estável quanto a um sistema definido e imutável de ventos que permanecem em seu lugar por meses; redemoinhos temporários, com seus movimentos e mudanças rápidas e constantes, causam clima extremamente variável e um sistema de vento muito instável para uma determinada área. Assim, na camada mais baixa da atmosfera, perto da superfície terrestre, os movimentos da atmosfera são muito diversos e complexos, e, além disso, nem sempre e em toda parte têm estabilidade suficiente, especialmente naquelas áreas onde vórtices de natureza temporária predominar. Quais serão os movimentos das massas de ar em camadas um pouco mais altas da atmosfera, observações comuns não dizem nada; apenas as observações dos movimentos das nuvens nos permitem pensar que ali - a uma certa altura acima da superfície da terra, todos os movimentos das massas de ar em geral são um pouco simplificados, são mais definidos e mais uniformes. Entretanto, não faltam fatos que apontam para a enorme influência das camadas superiores da atmosfera sobre o clima nas inferiores: basta, por exemplo, apontar que a direção do movimento dos vórtices do tempo é, aparentemente, em proporção direta ao movimento das camadas mais altas da atmosfera. Portanto, antes mesmo que a ciência começasse a dispor de um número suficiente de fatos para resolver o problema dos movimentos das camadas altas da atmosfera, já surgiram certas teorias que tentavam combinar todas as observações individuais sobre os movimentos das camadas inferiores da atmosfera. o ar e criar um esquema geral da atmosfera central; tal, por exemplo, era a teoria da atmosfera atmosférica de Maury. Mas, até que um número suficiente de fatos fosse coletado, até que a relação entre a pressão do ar em determinados pontos e seus movimentos fosse completamente esclarecida, até então tais teorias, baseadas mais em hipóteses do que em dados reais, não podiam dar uma ideia real de \u200b\u200bque o que realmente pode e acontece na atmosfera. Somente no final do século XIX. fatos suficientes foram acumulados para isso, e a dinâmica da atmosfera foi desenvolvida a tal ponto que se tornou possível dar uma imagem real, e não uma adivinhação, da atmosfera central. A honra de resolver o problema da circulação geral de massas de ar na atmosfera pertence ao meteorologista americano William Ferrel- uma solução tão geral, completa e verdadeira que todos os pesquisadores posteriores neste campo apenas desenvolveram detalhes ou fizeram acréscimos às ideias principais de Ferrel. A principal causa de todos os movimentos na atmosfera é o aquecimento desigual de vários pontos da superfície da Terra pelos raios do sol. A irregularidade do aquecimento acarreta o aparecimento de uma diferença de pressão sobre pontos aquecidos de forma diferente; e o resultado da diferença de pressão será sempre e invariavelmente o movimento de massas de ar de lugares de pressão mais alta para lugares de pressão mais baixa. Portanto, devido ao forte aquecimento das latitudes equatoriais e temperaturas muito baixas países polares em ambos os hemisférios, o ar adjacente à superfície da Terra deve começar a se mover. Se, de acordo com as observações disponíveis, calcularmos as temperaturas médias de diferentes latitudes, o equador será, em média, 45 ° mais quente que os pólos. Para determinar a direção do movimento, é necessário traçar a distribuição da pressão na superfície da Terra e na massa da atmosfera. A fim de excluir a distribuição desigual de terra e água sobre a superfície da Terra, o que complica muito todos os cálculos, Ferrel assumiu que tanto a terra quanto a água estão distribuídas uniformemente ao longo dos paralelos e calculou as temperaturas médias de vários paralelos, a diminuição da temperatura à medida que sobe a uma certa altura acima da superfície da terra e pressão no fundo; e então, a partir desses dados, ele já calculou a pressão em algumas outras alturas. A próxima pequena tabela apresenta o resultado dos cálculos de Ferrel e dá a distribuição da pressão em média ao longo das latitudes na superfície da terra e nas altitudes de 2.000 e 4.000 m.

Tabela 3. DISTRIBUIÇÃO DE PRESSÃO POR LATITUDE NA SUPERFÍCIE DA TERRA E A 2000 E 4000 M
	Pressão média no Hemisfério Norte
Na latitude:	80 ○	70 ○	60 ○	50 ○	40 ○	30 ○	20 ○	10 ○
Ao nível do mar	760,5	758,7	758,7	760,07	762,0	761,7	759,2	757,9
A uma altitude de 2.000 m	582,0	583,6	587,6	593,0	598,0	600,9	600,9	600,9
A uma altitude de 4.000 m	445,2	446,6	451,9	457,0	463,6	468,3	469,9	470,7
	Pressão média no hemisfério sul
Na latitude:	(equador)	10 ○	20 ○	30 ○	40 ○	50 ○	60 ○	70 ○
Ao nível do mar	758,0	759,1	761,7	763,5	760,5	753,2	743,4	738,0
A uma altitude de 2.000 m	601,1	601,6	602,7	602,2	597,1	588,0	577,0	569,9
A uma altitude de 4.000 m	471,0	471,1	471,1	469,3	463,1	453,7	443,9	437,2

Se deixarmos de lado por enquanto a camada mais baixa da atmosfera, onde a distribuição de temperatura, pressão e também correntes é muito desigual, então a uma certa altura, como pode ser visto na tabuinha, devido à corrente ascendente de ar aquecido próximo ao equador, encontramos sobre este último aumento de pressão, diminuindo uniformemente em direção aos pólos e aqui atingindo seu menor valor. Com tal distribuição de pressão nessas alturas acima da superfície da terra, um fluxo grandioso deveria se formar, cobrindo todo o hemisfério e relacionando as massas de ar quente e aquecido subindo perto do equador aos centros de baixa pressão, aos pólos. Se levarmos em conta também a ação defletora da força centrífuga resultante da rotação diária da Terra em torno de seu eixo, que deve desviar qualquer corpo em movimento para a direita de sua direção original nos hemisférios norte, para a esquerda nos hemisférios sul , então nas alturas em questão em cada hemisfério, o fluxo resultante se transformará, obviamente, em um enorme turbilhão, transportando massas de ar na direção de sudoeste para nordeste no norte, de noroeste para sudeste - em hemisfério sul.

Observações sobre o movimento de nuvens cirros e outras confirmam essas conclusões teóricas. À medida que os círculos de latitude se estreitam em direção aos pólos, a velocidade de movimento das massas de ar nesses redemoinhos aumentará, mas até certo limite; então se torna mais permanente. Perto do polo, as massas de ar que influem devem afundar, dando lugar ao ar recém-influído, formando um fluxo descendente, e então devem fluir para baixo de volta ao equador. Entre as duas correntes deve haver em alguma altura uma camada neutra de ar em repouso. Abaixo, no entanto, não se observa uma transferência tão correta de massas de ar dos pólos para o equador: a placa anterior mostra que na camada inferior do ar a pressão da atmosfera será mais alta na parte inferior, não nos pólos, como deve ser com a distribuição correta correspondente à superior. A pressão mais alta na camada inferior cai a uma latitude de cerca de 30°-35° em ambos os hemisférios; consequentemente, a partir desses centros de pressão aumentada, as correntes mais baixas serão direcionadas tanto para os polos quanto para o equador, formando dois sistemas eólicos separados. A razão para este fenômeno, também teoricamente explicada por Ferrel, é a seguinte. Acontece que a uma certa altura acima da superfície da Terra, dependendo da mudança na latitude do local, a magnitude do gradiente e o coeficiente de atrito, o componente meridional da velocidade das massas de ar pode cair para 0. Isso é precisamente o que acontece em latitudes de aprox. 30°-35°: aqui, a uma certa altura, não só por isso não há movimento de ar em direção aos pólos, mas também devido ao seu contínuo afluxo do equador e dos pólos, a sua acumulação, o que leva a uma aumento da pressão abaixo nestas latitudes. Assim, na própria superfície da terra em cada hemisfério, como já mencionado, surgem dois sistemas de correntes: de 30° para os pólos, sopram ventos, dirigidos em média de sudoeste para nordeste, no norte, de noroeste para o sudeste no hemisfério sul; de 30° ao equador, os ventos sopram de NE a SW no hemisfério norte, de SE a NW no hemisfério sul. Esses dois últimos sistemas de ventos soprando em ambos os hemisférios entre o equador e a latitude 31° formam, por assim dizer, anel largo, separando ambos os vórtices grandiosos nas camadas inferior e média da atmosfera, transportando ar do equador para os pólos (veja também Pressão atmosférica). Onde se formam correntes de ar ascendentes e descendentes, observam-se calmarias; tal é precisamente a origem das zonas de silêncio equatorial e tropical; um cinturão de silêncio semelhante deve, segundo Ferrel, existir também nos pólos.

Para onde, no entanto, vai o fluxo reverso do ar, espalhando-se dos pólos para o equador ao longo do fundo? Mas deve-se levar em conta que, à medida que se afasta dos pólos, as dimensões dos círculos de latitudes e, conseqüentemente, as áreas de cinturões de igual largura, ocupadas pelas massas de ar que se espalham, aumentam rapidamente; que a velocidade dos córregos deve diminuir rapidamente em proporção inversa ao aumento dessas áreas; que nos pólos, finalmente, o ar, que é muito rarefeito nas camadas superiores, finalmente desce de cima, cujo volume diminui muito rapidamente à medida que a pressão aumenta para baixo. Todas essas razões explicam completamente por que é difícil, e até mesmo diretamente impossível, acompanhar essas correntes reversas mais baixas a alguma distância dos pólos. Isso está em em termos gerais esquema geral da atmosfera circulante, assumindo uma distribuição uniforme de terra e água ao longo dos paralelos, dado por Ferrel. As observações confirmam-no plenamente. Somente na camada mais baixa da atmosfera as correntes de ar, como o próprio Ferrel aponta, serão muito mais complicadas do que esse esquema justamente por causa da distribuição desigual de terra e água, e a irregularidade de seu aquecimento pelos raios do sol e sua resfriamento na ausência ou diminuição da insolação; montanhas e colinas também têm um efeito significativo no movimento das camadas mais baixas da atmosfera.

Um estudo cuidadoso dos deslocamentos da atmosfera próximo à superfície terrestre mostra, em geral, que os sistemas de vórtices representam a principal forma de tais deslocamentos. Começando com grandiosos redemoinhos, abraçando, segundo Ferrel, todo hemisfério, redemoinhos, como eles podem ser chamados primeira ordem, perto da superfície da Terra é preciso observar sistemas de vórtices sucessivamente decrescentes, até e incluindo vórtices elementares pequenos e simples. Como resultado da interação de fluxos diferentes em suas velocidades e direções na região de vórtices de primeira ordem, próximos à superfície da Terra, vórtices de segunda ordem- os máximos e mínimos barométricos constantes e temporários mencionados no início deste artigo, representando em sua origem, por assim dizer, um derivado dos vórtices anteriores. O estudo da formação de trovoadas levou A. V. Klossovsky e outros pesquisadores à conclusão de que esses fenômenos nada mais são do que semelhantes em estrutura, mas incomparavelmente menores em tamanho em comparação com os anteriores, vórtices de terceira ordem. Esses redemoinhos parecem surgir na periferia dos mínimos barométricos (remoinhos de segunda ordem) exatamente da mesma forma que em torno de uma grande depressão formada na água por um remo, que remamos ao navegar um barco, pequeno, girando e desaparecendo muito rapidamente redemoinhos são formados. Exatamente da mesma forma, mínimos barométricos de segunda ordem, que são circulações de ar potentes, durante seu movimento formam circulações de ar menores, que, em comparação com o mínimo que as forma, têm dimensões muito pequenas.

Se esses vórtices são acompanhados fenômenos elétricos, que muitas vezes pode ser causado pelas condições correspondentes de temperatura e umidade no ar que flui para o centro do mínimo barométrico ao longo do fundo, então eles estão na forma trovoadas acompanhado pelos fenômenos usuais de descarga elétrica, trovões e relâmpagos. Se as condições não são favoráveis ​​para o desenvolvimento de fenômenos de trovoadas, observamos esses vórtices de terceira ordem na forma de tempestades, rajadas, chuvas etc. na escala do fenômeno, as atmosferas de vórtice não se esgotam. A estrutura de tornados, coágulos sanguíneos e outros fenômenos mostra que nesses fenômenos também estamos lidando com verdadeiros redemoinhos; mas o tamanho desses vórtices de quarta ordem ainda menos, ainda mais insignificante que os redemoinhos da tempestade. O estudo dos movimentos da atmosfera nos leva, portanto, à conclusão de que os movimentos das massas de ar ocorrem predominantemente, senão exclusivamente, pela geração de vórtices. Surgindo sob a influência de puro condições de temperatura, vórtices de primeira ordem, cobrindo cada hemisfério inteiro, dão origem a vórtices de tamanhos menores próximos à superfície da Terra; estes, por sua vez, são a causa de turbilhões ainda menores. Há uma espécie de diferenciação gradual de vórtices maiores em vórtices menores; mas o caráter básico de todos esses sistemas de vórtices permanece exatamente o mesmo, do maior ao menor em tamanho, mesmo em tornados e coágulos sanguíneos.

Quanto aos vórtices de segunda ordem - máximos e mínimos barométricos permanentes e temporários - resta dizer o seguinte. As investigações de Hofmeyer, Teisserand de Bohr e Hildebrandson apontaram para uma estreita relação entre o surgimento e principalmente o movimento de altos e baixos temporais com as mudanças sofridas pelos altos e baixos permanentes. O simples fato de que estes últimos, com todas as mudanças possíveis do clima nas regiões que os cercam, mudam muito pouco seus limites ou contornos, indica que aqui estamos lidando com algumas causas permanentes que estão acima da influência de fatores climáticos comuns. De acordo com Teisserand de Bor, as diferenças de pressão devido ao aquecimento ou resfriamento desigual várias partes a superfície da Terra, somada sob a influência de um aumento contínuo do fator primário durante um período de tempo mais ou menos longo, dá origem a grandes máximos e mínimos barométricos. Se a causa primária agir continuamente ou por tempo suficiente, o resultado de sua ação será sistemas de vórtices permanentes e estáveis. Tendo atingido um certo tamanho e intensidade suficiente, esses máximos e mínimos constantes já são determinantes ou reguladores do clima em vastas áreas em sua circunferência. Esses máximos e mínimos tão grandes e permanentes receberam recentemente, quando seu papel nos fenômenos climáticos dos países que os cercam, ficou claro, o nome centros de ação da atmosfera. Devido à invariabilidade na configuração da superfície terrestre e a conseqüente continuidade da ação da causa primária que causa sua existência, a posição desses máximos e mínimos na o Globoé bem definida e invariável até certo ponto. Mas, dependendo de várias condições, seus limites e sua intensidade podem variar dentro de certos limites. E essas mudanças em sua intensidade e seus contornos, por sua vez, devem se refletir no clima não apenas de países vizinhos, mas às vezes até distantes. Assim, os estudos de Teisserand de Bora estabeleceram plenamente a dependência do clima na Europa em um dos seguintes centros de ação: anomalias caráter negativo, acompanhados por uma diminuição da temperatura em relação ao normal, são causados ​​pelo reforço e expansão do máximo siberiano, ou pelo reforço e empurrão do máximo dos Açores; anomalias positivo- com um aumento da temperatura em relação ao normal - dependem diretamente do movimento e da intensidade da baixa islandesa. Hildebrandson foi ainda mais longe nessa direção e tentou com bastante sucesso conectar mudanças na intensidade e movimento dos dois centros atlânticos nomeados com mudanças não apenas no Alto da Sibéria, mas também nos centros de pressão no Oceano Índico.

massas de ar

As observações meteorológicas tornaram-se bastante difundidas na segunda metade do século XIX. Eles eram necessários para a compilação de mapas sinóticos mostrando a distribuição da pressão e temperatura do ar, vento e precipitação. Como resultado da análise dessas observações, desenvolveu-se uma ideia de massas de ar. Este conceito tornou possível combinar elementos individuais, identificar várias condições tempo e prevê-lo.

massa de ar denomina-se um grande volume de ar, com dimensões horizontais de várias centenas ou milhares de quilômetros e dimensões verticais da ordem de 5 km, caracterizados por uma uniformidade aproximada de temperatura e umidade e movendo-se como um único sistema em uma das correntes do Circulação Geral da Atmosfera (GCA)

A homogeneidade das propriedades da massa de ar é alcançada pela sua formação sobre uma superfície subjacente homogênea e sob condições de radiação semelhantes. Além disso, essas condições de circulação são necessárias sob as quais a massa de ar permaneceria por muito tempo na área de formação.

Os valores dos elementos meteorológicos dentro da massa de ar mudam insignificantemente - sua continuidade é preservada, os gradientes horizontais são pequenos. Na análise de campos meteorológicos, desde que permaneçamos em uma determinada massa de ar, é possível aplicar interpolação gráfica linear com suficiente aproximação ao desenhar, por exemplo, isotérmicas.

Um aumento acentuado nos gradientes horizontais dos valores meteorológicos, aproximando-se de uma transição abrupta de um valor para outro, ou pelo menos uma mudança na magnitude e direção dos gradientes ocorre na transição (zona frontal) entre duas massas de ar. como o mais característica de uma ou outra massa de ar, é obtida uma temperatura do ar pseudopotencial, que reflete tanto a temperatura real do ar quanto sua umidade.

Temperatura do ar pseudopotencial - a temperatura que o ar tomaria durante o processo adiabático, se primeiro todo o vapor de água contido nele se condensasse a uma pressão de queda ilimitada e caísse do ar e o calor latente liberado fosse aquecer o ar, e então o ar seria colocado sob pressão padrão.

Como uma massa de ar mais quente geralmente também é mais úmida, a diferença nas temperaturas pseudopotenciais de duas massas de ar vizinhas é muito maior do que a diferença em suas temperaturas reais. No entanto, a temperatura pseudopotencial muda lentamente com a altitude dentro de uma determinada massa de ar. Esta propriedade ajuda a determinar a estratificação das massas de ar uma sobre a outra na troposfera.

A escala das massas de ar

As massas de ar são da mesma ordem que as principais correntes da circulação geral da atmosfera. A extensão linear das massas de ar na direção horizontal é medida em milhares de quilômetros. Verticalmente, as massas de ar se estendem por vários quilômetros da troposfera, às vezes até seu limite superior.

Em circulações locais, como, por exemplo, brisas, ventos de vale de montanha, foehns, o ar no fluxo de circulação também é mais ou menos isolado em propriedades e movimento da atmosfera circundante. No entanto, neste caso é impossível falar de massas de ar, pois a escala dos fenômenos aqui será diferente.

Por exemplo, uma faixa coberta por uma brisa pode ter uma largura de apenas 1-2 dezenas de quilômetros e, portanto, não receberá reflexão suficiente em um mapa sinótico. A potência vertical da corrente da brisa também é igual a várias centenas de metros. Assim, com circulações locais, não estamos lidando com massas de ar independentes, mas apenas com um estado perturbado dentro das massas de ar a uma curta distância.

Objetos resultantes da interação de massas de ar - zonas de transição (superfícies frontais), sistemas de nuvens frontais de nebulosidade e precipitação, distúrbios ciclônicos, têm a mesma ordem de grandeza que as próprias massas de ar - são comparáveis ​​em área com grandes partes dos continentes ou oceanos e sua existência no tempo - mais de 2 dias ( aba. quatro):

A massa de ar tem limites claros que a separam de outras massas de ar.

zonas de transição entre massas de ar várias propriedades, são chamados superfícies frontais.

Dentro da mesma massa de ar, a interpolação gráfica pode ser usada com suficiente aproximação, por exemplo, ao desenhar isotermas. Mas ao passar zona frontal de uma massa de ar para outra, a interpolação linear não dará mais uma ideia correta da distribuição real dos elementos meteorológicos.

Os centros de formação de massas de ar

A massa de ar adquire características claras no centro de formação.

A fonte de formação de massas de ar deve atender a certos requisitos:

Homogeneidade da superfície subjacente de água ou terra, de modo que o ar na fonte seja submetido a influências suficientemente semelhantes.

Homogeneidade das condições de radiação.

Condições de circulação que contribuem para o estacionamento do ar na área.

Os centros de formação são geralmente áreas onde o ar desce e depois se espalha na direção horizontal - os sistemas anticiclônicos atendem a esse requisito. Os anticiclones são mais sedentários do que os ciclones, de modo que a formação de massas de ar geralmente ocorre em anticiclones sedentários extensos (quase-estacionários).

Além disso, as depressões térmicas sedentárias e difusas que ocorrem sobre áreas de terra aquecidas atendem aos requisitos da fonte.

Finalmente, a formação de ar polar ocorre parcialmente na alta atmosfera em ciclones centrais de baixa movimentação, extensos e profundos em altas latitudes. Nesses sistemas báricos, ocorre a transformação (transformação) do ar tropical atraído para altas latitudes na troposfera superior em ar polar. Todos os sistemas báricos listados também podem ser chamados de centros de massas de ar, não do ponto de vista geográfico, mas sim do ponto de vista sinótico.

Classificação geográfica das massas de ar

As massas de ar são classificadas, em primeiro lugar, de acordo com os centros de sua formação, dependendo de sua localização em uma das zonas latitudinais - latitudes árticas ou antárticas, polares ou temperadas, tropicais e equatoriais.

De acordo com a classificação geográfica, as massas de ar podem ser divididas em tipos geográficos principais de acordo com os temas. zonas de latitude em que seus centros estão localizados:

Ar do Ártico ou Antártico (AB),

Ar polar ou temperado (PV ou SW),

Ar Tropical (TV). Essas massas de ar, além disso, são divididas em massas de ar marítimas (m) e continentais (c): mAV e cAV, mUV e kUV (ou mPV e kPV), mTV e kTV.

Massas de ar equatoriais (EW)

Quanto às latitudes equatoriais, aqui ocorrem convergência (convergência de fluxos) e ascensão do ar, portanto, massas de ar localizadas acima do equador geralmente são trazidas de zona subtropical. Mas às vezes são distinguidas massas de ar equatoriais separadas.

Às vezes, além dos centros no sentido exato da palavra, existem áreas onde no inverno as massas de ar se transformam de um tipo para outro quando se movem. Estas são áreas no Atlântico ao sul da Groenlândia e no Oceano Pacífico acima do Bering e Mares de Okhotsk, onde kPV se transforma em mPV, áreas sobre a parte sudeste América do Norte e ao sul do Japão no Oceano Pacífico, onde o CVW é convertido em MW durante o processo de monção de inverno, e a área no sul da Ásia, onde o CVW asiático é convertido em ar tropical (também no fluxo de monção)

Transformação de massas de ar

Quando as condições de circulação mudam, a massa de ar como um todo se desloca do centro de sua formação para áreas vizinhas, interagindo com outras massas de ar.

Ao se mover, a massa de ar começa a mudar suas propriedades - elas já dependerão não apenas das propriedades da fonte de formação, mas também das propriedades das massas de ar vizinhas, das propriedades da superfície subjacente sobre a qual a massa de ar passa , e também no tempo decorrido desde a formação das massas de ar.

Essas influências podem causar mudanças no teor de umidade do ar, bem como uma mudança na temperatura do ar como resultado da liberação de calor latente ou troca de calor com a superfície subjacente.

O processo de alteração das propriedades da massa de ar é chamado de transformação ou evolução.

A transformação associada ao movimento da massa de ar é chamada de dinâmica. A velocidade de movimento da massa de ar em diferentes alturas será diferente, a presença de uma mudança de velocidade causa uma mistura turbulenta. Se as camadas inferiores de ar forem aquecidas, ocorre instabilidade e a mistura convectiva se desenvolve.