ความแตกต่างระหว่างการระเหยและการระเหยคืออะไร การกระจายทางภูมิศาสตร์ของการระเหยและการระเหย

น้ำซึ่งเป็นส่วนหนึ่งของอากาศอยู่ในสถานะก๊าซ ของเหลว และของแข็ง มันเข้าสู่อากาศเนื่องจากการระเหยจากพื้นผิวของแหล่งน้ำและพื้นดิน (การระเหยทางกายภาพ) และการคายน้ำ (การระเหยโดยพืช) ซึ่งเป็นกระบวนการทางกายภาพและทางชีวภาพ ชั้นผิวของอากาศที่อุดมด้วยไอน้ำจะเบาลงและลอยขึ้นด้านบน เนื่องจากอุณหภูมิของอากาศที่เพิ่มขึ้นลดลงอะเดียแบติก ปริมาณไอน้ำในนั้นจึงเป็นไปได้สูงสุดในที่สุด การควบแน่นหรือการระเหิดของไอน้ำเกิดขึ้น เมฆก่อตัวขึ้น และจากไอน้ำเหล่านั้นก็ตกตะกอนลงบนพื้น นี่คือวิธีที่วัฏจักรของน้ำเกิดขึ้น ไอน้ำในบรรยากาศจะเกิดขึ้นใหม่โดยเฉลี่ยทุกๆ แปดวันโดยประมาณ ส่วนสำคัญของวัฏจักรของน้ำคือการระเหยซึ่งประกอบด้วยการเปลี่ยนน้ำจากของเหลวหรือของแข็ง สถานะของการรวมตัว(การระเหิด) กลายเป็นก๊าซและการเข้ามาของไอน้ำที่มองไม่เห็นไปในอากาศ

ข้าว. 37. ค่าการระเหยเฉลี่ยต่อปีจากพื้นผิวด้านล่าง (มม./ปี)

อากาศชื้นจะเบากว่าอากาศแห้งเล็กน้อยเนื่องจากมีความหนาแน่นน้อยกว่า ตัวอย่างเช่น อากาศที่อิ่มตัวด้วยไอน้ำที่อุณหภูมิ 0° และความดัน 1,000 mb จะมีความหนาแน่นน้อยกว่าอากาศแห้ง - 3 กรัม/เมตร (0.25%) ที่อุณหภูมิสูงขึ้นและมีความชื้นสูงขึ้นตามลำดับ ความแตกต่างนี้จะเพิ่มขึ้น

การระเหยแสดงปริมาณน้ำที่ระเหยจริง ตรงข้ามกับการระเหย - ปริมาณการระเหยสูงสุดที่เป็นไปได้ ไม่ถูกจำกัดด้วยความชื้นสำรอง ดังนั้น เหนือมหาสมุทร การระเหยจึงเกือบเท่ากับการระเหย ความเข้มข้นหรืออัตราการระเหยคือปริมาณน้ำเป็นกรัมที่ระเหยจากพื้นผิว 1 ซม. 2 ต่อวินาที (V = g/cm 2 ต่อวินาที) การวัดและคำนวณการระเหยเป็นงานที่ยาก ดังนั้นในทางปฏิบัติ การระเหยจึงถูกนำมาพิจารณาโดยอ้อม - ตามขนาดของชั้นน้ำ (หน่วยเป็นมม.) ที่ระเหยในช่วงเวลาที่นานขึ้น (วัน, เดือน) ชั้นน้ำสูง 1 มม. จากพื้นที่ 1 ม. เท่ากับมวลน้ำ 1 กก. ความเข้มของการระเหยจากผิวน้ำขึ้นอยู่กับปัจจัยหลายประการ: 1) อุณหภูมิของพื้นผิวการระเหย: ยิ่งสูงเท่าไหร่ความเร็วของการเคลื่อนที่ของโมเลกุลก็จะยิ่งมากขึ้นเท่านั้นและยิ่งจำนวนพวกมันแตกออกจากพื้นผิวและเข้าสู่มากขึ้นเท่านั้น อากาศ; 2) จากลม: ยิ่งความเร็วมากขึ้นการระเหยก็จะยิ่งรุนแรงขึ้นเนื่องจากลมพัดพาอากาศที่มีความชื้นอิ่มตัวออกไปและนำอากาศแห้งเข้ามา 3) จากการขาดความชื้น: ยิ่งมากการระเหยก็จะยิ่งเข้มข้น; 4) ต่อความดัน: ยิ่งมีมาก การระเหยก็จะน้อยลง เนื่องจากโมเลกุลของน้ำจะแยกตัวออกจากพื้นผิวการระเหยได้ยากขึ้น

เมื่อพิจารณาการระเหยจากพื้นผิวดินจำเป็นต้องคำนึงถึงคุณสมบัติทางกายภาพเช่นสี (ดินสีเข้มระเหยน้ำได้มากขึ้นเนื่องจากความร้อนสูง) องค์ประกอบทางกล (ดินร่วนมีความสามารถในการอุ้มน้ำและอัตราการระเหยสูงกว่าดินร่วนปนทราย ดิน) ความชื้น (มากกว่า ดินยิ่งแห้งการระเหยก็ยิ่งอ่อนแอ) สิ่งสำคัญอีกอย่างคือตัวบ่งชี้ เช่น ระดับน้ำใต้ดิน (ยิ่งสูง การระเหยก็จะยิ่งมากขึ้น) ความโล่งใจ (ในที่สูงอากาศจะเคลื่อนที่ได้มากกว่าในที่ราบลุ่ม) ธรรมชาติของพื้นผิว (หยาบเมื่อเปรียบเทียบกับเรียบจะมีการระเหยที่ใหญ่กว่า พื้นที่) พืชพรรณ ซึ่งช่วยลดการระเหยของดิน อย่างไรก็ตาม พืชเองก็ระเหยน้ำจำนวนมากโดยนำมาจากดินโดยใช้ระบบราก ดังนั้นโดยทั่วไปแล้วอิทธิพลของพืชพรรณจึงมีความหลากหลายและซับซ้อน

ความร้อนถูกใช้ไปกับการระเหยซึ่งส่งผลให้อุณหภูมิของพื้นผิวการระเหยลดลง สิ่งนี้มีความสำคัญอย่างยิ่งสำหรับพืช โดยเฉพาะอย่างยิ่งในละติจูดเส้นศูนย์สูตร-เขตร้อน ซึ่งการระเหยจะช่วยลดความร้อนสูงเกินไป ซีกโลกใต้มหาสมุทรเย็นกว่าซีกโลกเหนือส่วนหนึ่งด้วยเหตุผลเดียวกัน

การระเหยรายวันและรายปีมีความสัมพันธ์อย่างใกล้ชิดกับอุณหภูมิของอากาศ ดังนั้นการระเหยสูงสุดในระหว่างวันจะสังเกตได้ประมาณเที่ยงและแสดงได้ดีเฉพาะในฤดูร้อนเท่านั้น ในการระเหยประจำปี ค่าสูงสุดจะเกิดขึ้นในเดือนที่ร้อนที่สุด และค่าต่ำสุดในเดือนที่หนาวที่สุด การแบ่งเขตสังเกตได้จากการกระจายตัวทางภูมิศาสตร์ของการระเหยและความผันผวน ซึ่งขึ้นอยู่กับอุณหภูมิและปริมาณน้ำสำรองเป็นหลัก (รูปที่ 37)

ในเขตเส้นศูนย์สูตร การระเหยและการระเหยของมหาสมุทรและพื้นดินเกือบจะเท่ากันและมีค่าประมาณ 1,000 มิลลิเมตรต่อปี

ในละติจูดเขตร้อน ค่าเฉลี่ยรายปีจะสูงสุด แต่ ค่าสูงสุดมีการระเหยสูงถึง 3,000 มม. เหนือกระแสน้ำอุ่น และการระเหยสูงถึง 3,000 มม. ถูกสังเกตในทะเลทรายเขตร้อนของทะเลทรายซาฮารา อาระเบีย และออสเตรเลีย โดยมีการระเหยจริงประมาณ 100 มม.

ในละติจูดพอสมควรเหนือทวีปยูเรเซียและ ทวีปอเมริกาเหนือการระเหยน้อยลงและค่อยๆลดลงจากใต้สู่เหนือเนื่องจากอุณหภูมิที่ต่ำกว่าและภายในประเทศเนื่องจากความชื้นในดินลดลง (ในทะเลทรายสูงถึง 100 มม.) ในทางกลับกัน การระเหยในทะเลทรายมีค่าสูงสุด – สูงถึง 1,500 มม./ปี

ในละติจูดขั้วโลก การระเหยและการระเหยมีขนาดเล็ก - 100–200 มม. และเหมือนกันข้างต้น น้ำแข็งทะเลธารน้ำแข็งอาร์กติกและบนบก

น้ำในบรรยากาศ. คุณสมบัติของน้ำ

น้ำมีอยู่ทุกหนทุกแห่งบนโลก มหาสมุทร ทะเล แม่น้ำ ทะเลสาบ และแหล่งน้ำอื่นๆ ครอบครองพื้นที่ 71% ของพื้นผิวโลก น้ำซึ่งบรรจุอยู่ในบรรยากาศเป็นสสารชนิดเดียวที่สามารถดำรงอยู่ในสถานะทั้งสามเฟส (ของแข็ง ของเหลว และก๊าซ) ในเวลาเดียวกัน

คุณสมบัติทางกายภาพที่สำคัญที่สุดของน้ำสำหรับอุตุนิยมวิทยาแสดงไว้ในตารางที่ 6

ตารางที่ 6 – ลักษณะทางกายภาพน้ำ (รูซิน, 2008)

คุณสมบัติของน้ำที่สำคัญต่อการสร้างสภาพภูมิอากาศ:

· น้ำเป็นตัวดูดซับพลังงานรังสี

· มีค่าสูงสุดค่าหนึ่ง ความจุความร้อนจำเพาะท่ามกลางสารอื่น ๆ บนโลก (สิ่งนี้ส่งผลต่อความแตกต่างในการทำความร้อนบนบกและในทะเลการแทรกซึมของรังสีและความร้อนที่ลึกเข้าไปในดินและแหล่งน้ำ)

· ตัวทำละลายในอุดมคติ (เกือบ)

· โครงสร้างไดโพล (ไบโพลาร์) ของโมเลกุลของน้ำมีจุดเดือดสูง (หากไม่มีพันธะไฮโดรเจน จุดเดือดจะเป็น -80°C)

ขยายตัวเมื่อถูกแช่แข็ง ไม่เหมือนสารอื่นๆ ที่หดตัว (ความหนาแน่นสูงสุดของน้ำสังเกตได้ที่อุณหภูมิ +4°C ความหนาแน่นของน้ำแข็งน้อยกว่าความหนาแน่นของน้ำ: กลั่น 1/9 ทะเล 1/7 น้ำแข็งที่เบากว่าลอยอยู่บนผิวน้ำ ).

ด้วยกระบวนการระเหยและการควบแน่นทำให้วัฏจักรของน้ำเกิดขึ้นอย่างต่อเนื่องในชั้นบรรยากาศซึ่งมีมวลจำนวนมากมีส่วนร่วม โดยเฉลี่ยแล้ว วัฏจักรของน้ำในระยะยาวมีลักษณะเป็นข้อมูลต่อไปนี้ (ตารางที่ 1):

ตารางที่ 1 - ลักษณะของวัฏจักรของน้ำบนโลก (Matveev, 1976)

	ปริมาณน้ำฝน มิลลิเมตร/ปี	การระเหย มม./ปี	ปริมาณน้ำไหลบ่า มิลลิเมตร/ปี
ทวีป
มหาสมุทรโลก
โลก

ชั้นน้ำหนา 1,127 มิลลิเมตร (หรือน้ำ 4.07 10 17 กิโลกรัม) ระเหยออกจากพื้นผิวมหาสมุทร (361 ล้านกิโลเมตร 2) ในระหว่างปี และ 446 มิลลิเมตร (หรือ 0.66 10 17 กิโลกรัมน้ำ) จากพื้นผิว ทวีป ความหนาของชั้นฝนที่ตกลงมาต่อปีในมหาสมุทรคือ 1,024 มม. (หรือ 3.69 10 17 กิโลกรัมของน้ำ) บนทวีป - 700 มม. (หรือ 1.04 10 17 กิโลกรัมของน้ำ) ปริมาณฝนในทวีปต่างๆ เกินกว่าการระเหยอย่างมีนัยสำคัญ (254 มม. หรือ 0.38·10 17 กิโลกรัมของน้ำ) ซึ่งหมายความว่าไอน้ำจำนวนมากไหลเข้าสู่ทวีปจากมหาสมุทร ในทางกลับกัน น้ำที่ไม่ระเหยไปในทวีป (254 มม.) ไหลลงสู่แม่น้ำและไหลลงสู่มหาสมุทร ในมหาสมุทร การระเหยเกินปริมาณฝน (103 มม.) ความแตกต่างถูกเติมเต็มด้วยน้ำที่ไหลบ่าจากมหาสมุทร

การระเหยและความผันผวน

น้ำเข้าสู่ชั้นบรรยากาศเนื่องจากการระเหยของพื้นผิวโลก (อ่างเก็บน้ำ ดิน) มันถูกหลั่งออกมาจากสิ่งมีชีวิตในกระบวนการของชีวิต (การหายใจ, เมแทบอลิซึม, การคายน้ำในพืช); เป็นผลพลอยได้จากการระเบิดของภูเขาไฟ การผลิตทางอุตสาหกรรม และการเกิดออกซิเดชันของสารต่างๆ

การระเหย(โดยทั่วไปคือน้ำ) - การที่ไอน้ำเข้าสู่ชั้นบรรยากาศเนื่องจากการแยกโมเลกุลที่เคลื่อนที่เร็วที่สุดออกจากผิวน้ำ หิมะ น้ำแข็ง ดินเปียก หยด และผลึกในบรรยากาศ

การระเหยออกจากพื้นผิวโลกเรียกว่า การระเหยทางกายภาพ- การระเหยทางกายภาพและการคายน้ำร่วมกัน - การคายระเหย.

สาระสำคัญของกระบวนการระเหยคือการแยกโมเลกุลของน้ำแต่ละโมเลกุลออกจากผิวน้ำหรือจากดินชื้น และการถ่ายโอนอากาศเป็นโมเลกุลของไอน้ำ ไอน้ำที่มีอยู่ในบรรยากาศจะควบแน่นเมื่ออากาศเย็นลง การควบแน่นของไอน้ำยังสามารถเกิดขึ้นได้ผ่านการระเหิด (กระบวนการเปลี่ยนผ่านโดยตรงของสารจากก๊าซไปเป็นของแข็งโดยผ่านของเหลว) น้ำจะถูกกำจัดออกจากบรรยากาศโดยการตกตะกอน

โมเลกุลของของเหลวมีการเคลื่อนไหวอยู่เสมอ และบางส่วนสามารถทะลุพื้นผิวของของเหลวและหลบหนีไปในอากาศได้ โมเลกุลเหล่านั้นหลุดออกมาซึ่งมีความเร็วสูงกว่าความเร็วการเคลื่อนที่ของโมเลกุลที่อุณหภูมิที่กำหนดและเพียงพอที่จะเอาชนะแรงยึดเกาะ (แรงดึงดูดของโมเลกุล) เมื่ออุณหภูมิสูงขึ้น จำนวนโมเลกุลที่หลุดออกมาก็จะเพิ่มขึ้น โมเลกุลของไอสามารถกลับจากอากาศสู่ของเหลวได้ เมื่ออุณหภูมิของของเหลวเพิ่มขึ้น จำนวนโมเลกุลที่ปล่อยออกมาจะมีมากกว่าจำนวนที่ส่งคืน กล่าวคือ ของเหลวระเหย การลดอุณหภูมิจะทำให้การเปลี่ยนแปลงของโมเลกุลของเหลวไปในอากาศช้าลง และทำให้ไอน้ำควบแน่น หากไอน้ำเข้าสู่อากาศก็จะสร้างแรงกดดันเช่นเดียวกับก๊าซอื่น ๆ เมื่อโมเลกุลของน้ำเคลื่อนที่ไปในอากาศ ความดันไอในอากาศจะเพิ่มขึ้น เมื่อถึงสภาวะสมดุลเคลื่อนที่ (จำนวนโมเลกุลที่ออกจากของเหลวเท่ากับจำนวนโมเลกุลที่กลับมา) การระเหยจะหยุดลง ภาวะนี้เรียกว่า ความอิ่มตัว , ไอน้ำในสถานะนี้ – อิ่มตัว และอากาศ รวย - เรียกว่าแรงดันของไอน้ำเมื่ออิ่มตัว ความดันไอน้ำอิ่มตัว (E) หรือความยืดหยุ่นของความอิ่มตัวหรือความยืดหยุ่นสูงสุด

จนกระทั่งถึงสถานะอิ่มตัว กระบวนการระเหยของน้ำจะเกิดขึ้น และความยืดหยุ่นของไอน้ำ (e) เหนือของเหลวจะน้อยกว่าความยืดหยุ่นสูงสุด: e<Е.

หากจำนวนโมเลกุลของน้ำที่ส่งคืนมากกว่าจำนวนโมเลกุลของน้ำที่หลุดออกไป กระบวนการควบแน่นหรือการระเหิดจะเกิดขึ้น (เหนือน้ำแข็ง): e>E

ขึ้นอยู่กับความดันของไอน้ำอิ่มตัว

· อุณหภูมิอากาศ,

กับธรรมชาติของพื้นผิว (ของเหลว น้ำแข็ง)

บนรูปทรงของพื้นผิวนี้

ความเค็มของน้ำ

ไอน้ำส่วนใหญ่เข้าสู่ชั้นบรรยากาศจากพื้นผิวทะเลและมหาสมุทร สิ่งนี้ใช้กับพื้นที่เขตร้อนชื้นของโลกโดยเฉพาะ ในเขตร้อน การระเหยมีมากกว่าปริมาณฝน ที่ละติจูดสูงความสัมพันธ์ตรงกันข้ามจะเกิดขึ้น โดยทั่วไป ปริมาณฝนทั่วโลกจะเท่ากับการระเหยโดยประมาณ

การระเหยถูกควบคุมโดยบางส่วน คุณสมบัติทางกายภาพภูมิประเทศ โดยเฉพาะอุณหภูมิผิวน้ำและแหล่งน้ำขนาดใหญ่ ลมที่พัดผ่านที่นั่น เมื่อลมพัดเหนือผิวน้ำ ลมจะพัดพาอากาศชื้นออกไปและแทนที่ด้วยอากาศบริสุทธิ์ที่แห้งกว่า (เช่น การเคลื่อนตัวและการแพร่กระจายแบบปั่นป่วนจะถูกเพิ่มเข้าไปในการแพร่กระจายของโมเลกุล) ยิ่งลมแรงเท่าไร อากาศก็จะเปลี่ยนแปลงเร็วขึ้นและการระเหยก็จะรุนแรงมากขึ้นเท่านั้น

การระเหยสามารถกำหนดลักษณะเฉพาะได้ด้วยความเร็วของกระบวนการ อัตราการระเหย (V) มีหน่วยเป็นมิลลิเมตรของชั้นน้ำที่ระเหยต่อหน่วยเวลาจากพื้นผิวหน่วย ขึ้นอยู่กับการขาดดุลความอิ่มตัว ความดันบรรยากาศ และความเร็วลม

การระเหยเป็นเรื่องยากที่จะวัดภายใต้สภาวะจริง ในการวัดการระเหยจะใช้เครื่องระเหยที่มีการออกแบบต่างๆ หรือสระระเหย (ที่มีพื้นที่หน้าตัด 20 ม. 2 หรือ 100 ม. 2 และความลึก 2 ม.) แต่ค่าที่ได้จากเครื่องระเหยไม่สามารถเทียบได้กับการระเหยจากพื้นผิวทางกายภาพจริง ดังนั้นจึงใช้วิธีการคำนวณ: การระเหยจากพื้นผิวดินคำนวณตามข้อมูลการตกตะกอน ปริมาณน้ำที่ไหลบ่า และความชื้นในดิน ซึ่งหาได้ง่ายกว่าโดยการวัด การระเหยจากผิวน้ำทะเลสามารถคำนวณได้โดยใช้สูตรที่ใกล้เคียงกับสมการโดยรวม

ความแตกต่างเกิดขึ้นระหว่างการระเหยจริงและการระเหย

ความผันผวน– การระเหยที่เป็นไปได้ในพื้นที่ที่กำหนดภายใต้สภาพบรรยากาศที่มีอยู่

นี่หมายถึงการระเหยจากผิวน้ำในเครื่องระเหย การระเหยจากผิวน้ำเปิดของแหล่งน้ำขนาดใหญ่ (น้ำจืดธรรมชาติ) การระเหยจากพื้นผิวดินที่มีความชื้นมากเกินไป การระเหยจะแสดงเป็นหน่วยมิลลิเมตรของชั้นน้ำที่ระเหยต่อหน่วยเวลา

ในบริเวณขั้วโลก การระเหยมีน้อย: ประมาณ 80 มม./ปี นี่เป็นเพราะความจริงที่ว่าอุณหภูมิต่ำของพื้นผิวระเหยอยู่ที่นี่และความดันไอน้ำอิ่มตัว E S และความดันไอน้ำจริงมีขนาดเล็กและใกล้เคียงกัน ดังนั้นความแตกต่าง (E S - e) จึงน้อย

ในละติจูดพอสมควร การระเหยจะเปลี่ยนไปในวงกว้างและมีแนวโน้มเพิ่มขึ้นเมื่อเคลื่อนที่จากตะวันตกเฉียงเหนือไปยังตะวันออกเฉียงใต้ของทวีป ซึ่งอธิบายได้จากการขาดดุลความอิ่มตัวที่เพิ่มขึ้นในทิศทางเดียวกัน ค่าต่ำสุดในแถบยูเรเซียนี้พบได้ทางตะวันตกเฉียงเหนือของทวีป: 400–450 มม. ซึ่งสูงที่สุด (สูงถึง 1300–1800 มม.) ในเอเชียกลาง

ในเขตร้อนการระเหยจะต่ำบนชายฝั่งและเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็วในส่วนภายในประเทศเป็น 2,500–3,000 มม.

ที่เส้นศูนย์สูตรการระเหยค่อนข้างต่ำ: ไม่เกิน 100 มม. เนื่องจากค่าขาดดุลความอิ่มตัวเล็กน้อย

การระเหยที่เกิดขึ้นจริงในมหาสมุทรเกิดขึ้นพร้อมกับการระเหย บนบกจะมีน้อยกว่ามาก ขึ้นอยู่กับความชื้นเป็นหลัก ความแตกต่างระหว่างการระเหยและการตกตะกอนสามารถใช้คำนวณการขาดความชื้นในอากาศได้

การไหลเวียนของความชื้น

แหล่งที่มาเริ่มต้นของความชื้นในบรรยากาศคือมหาสมุทรโลก ซึ่งมาจากพื้นผิวที่น้ำระเหยไป บางส่วนควบแน่นอยู่ในเมฆและตกลงมาเป็นหยาดน้ำฟ้าในมหาสมุทร ทำให้เกิดวงจรความชื้นเล็กน้อย ความชื้นที่ระเหยออกมาอีกส่วนหนึ่งในรูปของไอน้ำจะถูกถ่ายโอนไปยังพื้นดิน ซึ่งควบแน่นอยู่ในเมฆและตกลงมาในรูปของฝนของเหลวหรือของแข็ง ซึมลงสู่พื้นดิน ไหลในแม่น้ำลงสู่มหาสมุทร และถูกกลืนกินโดย พืชและสัตว์ การเชื่อมโยงในวงจรความชื้นนี้ไม่ได้ปิด เนื่องจากไอน้ำของพืชส่วนใหญ่สลายตัวเป็นไฮโดรเจนและออกซิเจนในระหว่างการสังเคราะห์ด้วยแสง และส่วนที่เล็กกว่าจะถูกผูกไว้ โดยแยกออกจากการแลกเปลี่ยนน้ำอย่างถาวร การไหลเวียนของความชื้นมีลักษณะเชิงปริมาณ ความสมดุลของน้ำ.

ความสมดุลของน้ำ - ผลรวมพีชคณิตของการไหลเข้าและการไหลของความชื้นทุกรูปแบบในชั้นบรรยากาศ ในดินแดนที่เลือกหรือในทะเล บนทวีปหรือมหาสมุทร และบนพื้นผิวโลกโดยรวม

ปริมาณน้ำฝน (P) ที่ตกบนดินแดนระเหยไปบางส่วน (E) สู่ชั้นบรรยากาศไหลบางส่วน (R): ลงสู่มหาสมุทร

พี = อี + ร

นั่นคือปริมาณน้ำฝนเท่ากับการระเหยบวกน้ำไหลบ่า นี่คือสมดุลของน้ำ สมการข้างต้นเสนอโดย A.I. Voeikov ในปี 1884

ในปี พ.ศ. 2475 ᴦ. G.N. Vysotsky เสนอสมการโดยแบ่งการระเหยและการไหลบ่าออกเป็นส่วนประกอบต่างๆ การคายระเหย อีประกอบด้วยการระเหยโดยตรง อี n และการคายน้ำ ที:

E = En + T.

ระบายน้ำเต็ม รถูกชำแหละจนเป็นผิวเผิน สและยูใต้ดิน :

K = ส + ยู.

การจัดหาหรือการขาดแคลนน้ำบาดาลในปีที่ผ่านมาก็มีส่วนร่วมในความสมดุลของน้ำในดินแดนด้วย ±วัตต์

วันนี้สูตรสมดุลน้ำมีลักษณะดังนี้:

P = En + T + S + U ±วัตต์

สมการที่สมบูรณ์ความสมดุลของน้ำในพื้นที่จำกัดรวมถึง (นอกเหนือจากส่วนประกอบที่ระบุไว้แล้ว) การควบแน่นของความชื้นบนพื้นผิว การไหลเข้าของพื้นผิว การไหลเข้าใต้ดิน การเปลี่ยนแปลงของปริมาณน้ำสำรองในหิมะปกคลุม เช่นเดียวกับในหนองน้ำ ปริมาณน้ำ การถ่ายโอนไปยังระบบอื่น และการคืนน้ำจากความต้องการของครัวเรือน ด้วยความช่วยเหลือขององค์ประกอบเพียงไม่กี่อย่าง มันสะท้อนถึงความสัมพันธ์ที่หลากหลายระหว่างน้ำ อากาศในบรรยากาศ ดิน และพืชพรรณ

การระเหย ประกอบด้วยการเปลี่ยนน้ำจากสถานะของเหลวหรือของแข็งไปเป็นสถานะก๊าซและการเข้าสู่บรรยากาศของไอน้ำ

การระเหยเป็นกระบวนการพลังงานเป็นหลัก ขึ้นอยู่กับปริมาณพลังงานความร้อนที่สามารถนำไปใช้บนพื้นผิวที่กำหนดต่อหน่วยเวลา ดังนั้นจึงถูกกำหนดโดยสมการ สมดุลความร้อนบนพื้นผิวโลก ในมหาสมุทร พลังงานมากถึง 90% ของรังสีดวงอาทิตย์ถูกใช้ไปกับการระเหย

สภาวะอุตุนิยมวิทยาประการที่สองที่กำหนดปริมาณการระเหยคือความจุความชื้นในอากาศ ระดับความแห้งหรือความชื้น ในเชิงปริมาณมีลักษณะเฉพาะคือการขาดความชื้นซึ่งขึ้นอยู่กับอุณหภูมิของอากาศและลมในระดับที่น้อยกว่า แน่นอนว่าการระเหยสามารถเกิดขึ้นได้เมื่อมีน้ำเท่านั้น บนบก สภาพนี้ไม่ได้เกิดขึ้นทุกที่และไม่เสมอไป: เขตแห้งแล้งมีลักษณะขาดความชื้น ในขณะที่ในเขตชื้นอาจขาดความชื้นในบางช่วงเวลา ทั้งนี้ อุตุนิยมวิทยาได้พัฒนาแนวคิดเรื่อง ความผันผวน (Ec)

ความผันผวน - ϶︎ การระเหยที่เป็นไปได้สูงสุดภายใต้สภาวะอุตุนิยมวิทยาที่กำหนด ไม่ถูกจำกัดโดยความชื้นสำรอง เช่นเดียวกับคำว่า "การระเหยที่เป็นไปได้"

การระเหยเป็นหนึ่งในกระบวนการที่สำคัญที่สุดในขอบเขตทางภูมิศาสตร์ มันกินความร้อนจากแสงอาทิตย์เป็นส่วนใหญ่ . ความร้อนแฝงของการกลายเป็นไอซึ่งปล่อยออกมาในระหว่างการควบแน่นของความชื้น ทำให้บรรยากาศร้อนขึ้น และนี่คือแหล่งความร้อนหลักสำหรับบรรยากาศ ความชื้นที่ระเหยจะเข้าสู่ทวีปและทำให้เกิดการตกตะกอน ในระหว่างการเปลี่ยนเฟสของน้ำ ความร้อนจะถูกดูดซับหรือปล่อยออกมา และในระหว่างการไหลเวียนของบรรยากาศ ความร้อนจะถูกกระจายออกไป การคายน้ำชนิดหนึ่งเข้ามามีส่วนร่วม กระบวนการทางชีวภาพและการก่อตัวของมวลชีวภาพ

ความสำคัญทางภูมิอากาศและโดยเฉพาะอย่างยิ่งทางชีวฟิสิกส์ของการระเหยนั้นโดยพื้นฐานแล้วมันแสดงให้เห็นถึงความสามารถในการทำให้อากาศแห้ง ยิ่งสามารถระเหยได้มากโดยมีความชื้นในดินจำกัด ความแห้งแล้งก็จะยิ่งเด่นชัดมากขึ้นเท่านั้น ในบางสถานที่สิ่งนี้นำไปสู่การปรากฏของทะเลทราย บางแห่งทำให้เกิดภัยแล้งชั่วคราว และประการที่สาม ในกรณีที่แทบไม่มีการระเหยเลย ก็ทำให้เกิดภาวะน้ำขังขึ้น

ในยุโรปเหนือ การระเหยอยู่ใกล้กับขีดจำกัดบน - การระเหย - ประมาณ 100 มม. ต่อปี ในเขตบริภาษแห้งของยุโรปตะวันออกเฉียงใต้ เช่นเดียวกับในพื้นที่แห้งแล้งของเขตร้อนกึ่งเมดิเตอร์เรเนียน การระเหยสูงถึง 1200 - 1300 มม. แต่การระเหยจริงเนื่องจากขาดความชื้นเพียง 300 มม. การขาดความชื้น - ความแตกต่างระหว่างการตกตะกอนและการระเหยในเขตแห้งแล้งคือประมาณ 600-800 มม.

การระเหยสูงสุดเกิดขึ้นตามธรรมชาติในทะเลทราย โดยเฉพาะในทะเลทรายซาฮารา ในส่วนกลางมีค่าการระเหยเกิน 4,500 มม. ซึ่งจำกัดด้วยปริมาณฝนที่น้อยมาก โดยไม่เกิน 100 มม. ต่อปี ที่นี่ไม่เพียงแต่ใช้ฝนเพื่อการระเหยเท่านั้น แต่ยังใช้อีกด้วย น้ำใต้ดินซึ่งไหลมาจากเทือกเขาแอตลาสและจากแอ่งแอฟริกากลาง ความแตกต่างระหว่างศักยภาพในการระเหย (4500 มม.) และการระเหยที่เกิดขึ้นจริง (ประมาณ 100 มม.) แสดงถึงระดับความแห้งของทะเลทรายซาฮารา

การระเหยที่ใหญ่ที่สุด (ประมาณ 1,200 มม.) เกิดขึ้นในที่ราบลุ่มแอ่งน้ำของแอฟริกากลาง - ในทะเลสาบชาดและแอ่งแม่น้ำไนล์ตอนบน พืชที่ได้รับความอบอุ่นและความชื้นที่นี่ทำให้มวลพืชบนโลกเพิ่มขึ้นมากที่สุดในโลก ในแถบเส้นศูนย์สูตรของทวีปแอฟริกา ชั้นน้ำขนาด 1,000 มิลลิเมตรจะระเหยออกไปต่อปี

การระเหยและการระเหยสะท้อนทั้งรูปแบบการตกตะกอนและความร้อน มักเรียกว่าอัตราส่วนของการไหลเข้าและการไหลของความชื้นในบรรยากาศ ความชื้นในบรรยากาศ.

การควบแน่นและการระเหิด

ไอน้ำมีคุณสมบัติโดยธรรมชาติเท่านั้น ซึ่งทำให้แตกต่างจากก๊าซในชั้นบรรยากาศอื่น ๆ อย่างมาก: ปริมาณไอน้ำหรือความชื้นในอากาศขึ้นอยู่กับอุณหภูมิของมวลอากาศ ความชื้นในอากาศมีลักษณะเป็นตัวบ่งชี้หลายประการ

ความชื้นสัมบูรณ์ - ปริมาณไอน้ำเป็นกรัมที่มีอยู่ในอากาศ 1 ลบ.ม. ความชื้นสัมพัทธ์จะเพิ่มขึ้นเมื่ออุณหภูมิของอากาศสูงขึ้น เนื่องจากยิ่งมวลอากาศอุ่นขึ้น ก็จะสามารถกักเก็บไอระเหยได้มากขึ้นเท่านั้น

ความชื้นสัมพัทธ์ - อัตราส่วนเปอร์เซ็นต์ของความอิ่มตัวที่แท้จริง ถึงสูงสุดได้ที่อุณหภูมิที่กำหนด เมื่ออากาศเย็นลง ความชื้นสัมพัทธ์จะลดลงเมื่อความจุความชื้นลดลง เรียกว่าอุณหภูมิที่อากาศอิ่มตัว จุดน้ำค้าง . การระบายความร้อนของอากาศเพิ่มเติมทำให้เกิดการควบแน่นของความชื้น แน่นอนว่าความชื้นสัมพัทธ์ยังขึ้นอยู่กับความชื้นสัมพัทธ์ด้วย

การระเหย ประกอบด้วยการเปลี่ยนน้ำจากสถานะของเหลวหรือของแข็งไปเป็นสถานะก๊าซและการเข้าสู่บรรยากาศของไอน้ำ

ความผันผวน - นี่คือการระเหยสูงสุดที่เป็นไปได้ภายใต้สภาวะทางอุตุนิยมวิทยาที่กำหนด ไม่จำกัดโดยความชื้นสำรอง เช่นเดียวกับคำว่า "การระเหยที่เป็นไปได้"

ความสำคัญทางภูมิอากาศและโดยเฉพาะอย่างยิ่งทางชีวฟิสิกส์ของการระเหยอยู่ที่ว่ามันแสดงให้เห็นถึงความสามารถในการทำให้อากาศแห้ง ยิ่งสามารถระเหยได้มากโดยมีความชื้นในดินจำกัด ความแห้งแล้งก็จะยิ่งเด่นชัดมากขึ้นเท่านั้น ในบางสถานที่สิ่งนี้นำไปสู่การปรากฏของทะเลทราย บางแห่งทำให้เกิดภัยแล้งชั่วคราว และประการที่สาม ในกรณีที่แทบไม่มีการระเหยเลย ก็ทำให้เกิดภาวะน้ำขังขึ้น

การระเหยและการระเหยสะท้อนทั้งรูปแบบการตกตะกอนและความร้อน เรียกว่าอัตราส่วนของการไหลเข้าและการไหลของความชื้นในบรรยากาศ ความชื้นในบรรยากาศ.

การควบแน่น - การเปลี่ยนไอน้ำเป็นสถานะหยด-ของเหลว

การระเหิด – การเปลี่ยนความชื้นเป็นสถานะของแข็ง (หิมะ น้ำแข็ง)

เงื่อนไขสองประการต่อไปนี้จำเป็นสำหรับการควบแน่น:

อุณหภูมิอากาศลดลงจนถึงจุดน้ำค้าง

การปรากฏตัวของนิวเคลียสควบแน่น - ตัวกล้องจุลทรรศน์ซึ่งไอน้ำสามารถจับตัวได้

การควบแน่นและการระเหิดเกิดขึ้นทั้งบนพื้นผิวโลกและวัตถุในท้องถิ่นและในชั้นบรรยากาศอิสระ ในกรณีแรกจะถูกสร้างขึ้น น้ำค้างหรือ น้ำค้างแข็ง.ชั้นความชื้นจะเกาะอยู่บนน้ำแข็ง หิมะ หรือทรายทะเลทราย ซึ่งมีส่วนช่วยรักษาสมดุลของน้ำ เมื่ออากาศอุ่นพัดผ่านไปยังพื้นที่เย็น คราบของเหลวจะเกาะอยู่บนวัตถุ (ผนัง ลำต้น ฯลฯ) และหากอุณหภูมิต่ำกว่า 0° จะเกิดการสะสมตัวของของแข็ง

เมฆ. การจำแนกประเภทของเมฆ

การควบแน่นและการระเหิดของความชื้นในบรรยากาศอิสระทำให้เกิดเมฆ หยดเมฆปฐมภูมิที่มีขนาดเล็กมากปรากฏบนนิวเคลียสของการควบแน่น โดยปกติแล้วพวกมันจะแข็งตัวทันทีและกลายเป็นนิวเคลียสสำหรับการเจริญเติบโตของหยดเพิ่มเติม ทั้งโดยการควบแน่นและการแข็งตัว-ฟิวชั่นร่วมกัน สิ่งนี้เกิดขึ้นที่อุณหภูมิ 10-15° ต่ำกว่า 0° C

ในอุตุนิยมวิทยาสมัยใหม่ เมฆประเภทต่อไปนี้มีความโดดเด่น:

1. เมฆเซอร์รัส ตั้งอยู่ที่ระดับความสูงมากกว่า 6 กม. และประกอบด้วยผลึกน้ำแข็งและเข็ม: เมฆสีขาวบาง ๆ ที่มีโครงสร้างเป็นเส้น ๆ โปร่งใสโดยไม่มีเงาของตัวเอง ประเภทหลัก: คล้ายเกลียวและหนาแน่น หลากหลายพันธุ์ ไม่มีฝนตก

2.เมฆเซอร์โรคิวมูลัส ตั้งอยู่ที่ระดับความสูงมากกว่า 6 กม. และประกอบด้วยผลึกน้ำแข็งและเข็ม: ชั้นบาง ๆ สีขาวหรือสันเขาในรูปแบบของคลื่นและเกล็ดเล็ก ๆ โดยไม่มีเงาของตัวเอง แบ่งออกเป็นสองประเภท: 1) หยักและ 2) คิวลิฟอร์ม ไม่มีฝนตก

3. เมฆเซอร์โรสเตรตัส ตั้งอยู่ที่ระดับความสูงมากกว่า 6 กม. และประกอบด้วยผลึกน้ำแข็ง พวกเขามีลักษณะเป็นสีขาว สม่ำเสมอ ผ้าคลุมบาง ๆ บางครั้งก็เป็นคลื่นเล็กน้อย อย่าเบลอดิสก์สุริยะหรือดวงจันทร์ ฝนตกไม่ถึงพื้น

4. เมฆอัลโตคิวมูลัส ตั้งอยู่ที่ระดับความสูง 2-6 กม. และประกอบด้วยหยดเล็ก ๆ ซึ่งมักจะเย็นจัดเป็นพิเศษ: สีขาว บางครั้งก็เป็นสีเทาหรือสีน้ำเงินในรูปแบบของคลื่น กอง สันเขา สะเก็ด ซึ่งระหว่างนั้นมองเห็นช่องว่างของท้องฟ้าสีฟ้า บางครั้งก็สามารถรวมกันได้ ประเภทของเมฆอัลโตคิวมูลัส: 1) เมฆหยัก และ 2) คิวมูลัส ไม่มีฝนตก

5. เมฆอัลโตสตราตัส กระจุกตัวอยู่ที่ระดับความสูง 2-6 กม. และประกอบด้วยส่วนผสมของเกล็ดหิมะและหยดเล็ก ๆ: ผ้าคลุมสีเทาหรือสีน้ำเงินมีลักษณะเป็นคลื่นเล็กน้อย พระอาทิตย์และพระจันทร์ส่องผ่านราวกับผ่านกระจกฝ้า โดยปกติแล้วจะปกคลุมทั่วทั้งท้องฟ้า ในฤดูร้อนปริมาณน้ำฝนไม่ถึงพื้น ในฤดูหนาว หิมะตก ประเภท: 1) มีหมอกและ 2) เป็นคลื่น

6. เมฆสเตรโตคิวมูลัส ตั้งอยู่ที่ระดับความสูง 2-6 กม. และประกอบด้วยหยดที่มีขนาดสม่ำเสมอ: สันเขาขนาดใหญ่สีเทา คลื่น กองหรือแผ่นเปลือกโลก สามารถคั่นด้วยช่องว่างหรือรวมเข้าเป็นปกต่อเนื่องได้ พวกมันแตกต่างจากอัลโตคิวมูลัสตรงความสูงที่เล็กกว่า ขนาดฮีปที่ใหญ่กว่า และความหนาแน่นที่มากกว่า ฝนตกเล็กน้อยสั้นๆ ไม่ค่อยเกิดขึ้น ปกติแล้วฝนจะไม่ตก ประเภทของเมฆสเตรโตคิวมูลัส: 1) เมฆหยัก และ 2) คิวมูลัส

7. เมฆสเตรตัส ตั้งอยู่ต่ำกว่า 2 กม. ด้านล่างสามารถรวมเข้ากับหมอกได้: ชั้นสีเทาที่ซ้ำซากจำเจคล้ายกับหมอกบางครั้งก็ถูกฉีกขาดเป็นชิ้นเล็ก ๆ ด้านล่าง โดยปกติแล้วจะปกคลุมทั่วทั้งท้องฟ้า แต่ก็อาจอยู่ในรูปของมวลฉีกขาดได้เช่นกัน ประเภทของเมฆสเตรตัส: 1) หมอกหนา 2) หยัก 3) สเตรตัส อาจมีฝนตกปรอยๆหรือมีหิมะเป็นบางครั้ง

8.เมฆนิมโบสเตรตัส ตั้งอยู่ที่ระดับความสูงต่ำกว่า 2 กม. ด้านล่างสามารถรวมเข้ากับหมอกได้ ประกอบด้วยหยดขนาดใหญ่ที่ด้านล่างและหยดเล็กที่ด้านบน: ชั้นเมฆสีเทาเข้มราวกับมีแสงสลัวจากด้านใน ฝนตกหนักหรือหิมะตกหนักเป็นบางครั้งเป็นระยะๆ ไม่มีวิว

9.เมฆคิวมูลัส เป็นกลุ่มเมฆของการพัฒนาในแนวดิ่งและตั้งอยู่ภายในชั้นล่างและชั้นกลางสูงถึง 2-3 กม. ประกอบด้วยหยดทำให้ระบบมีเสถียรภาพไม่มีฝนตก เมฆสูงหนาแน่นมีเมฆคิวมูลัสสีขาว ยอดรูปโดม และฐานแบนสีเทาหรือสีน้ำเงิน พวกเขาสามารถอยู่ในรูปแบบของเมฆแต่ละก้อนหรือกระจุกขนาดใหญ่ มักจะไม่มีฝนตก ประเภทของเมฆคิวมูลัส: 1) ที่ราบ 2) ขนาดกลาง 3) กำลังแรง มีหลายพันธุ์ - fraccumulus, รูปทรงหอคอย, orographic ฯลฯ

10. Cumulonimbus หรือเมฆฝนฟ้าคะนอง ตั้งอยู่ที่ระดับความสูงไม่เกิน 2 กม. และประกอบด้วยหยดที่ด้านล่างและคริสตัลที่ด้านบน: เมฆหนาทึบสีขาวมีฐานสีเข้มดูเหมือนทั่งขนาดใหญ่ ภูเขา ฯลฯ ประเภทของเมฆคิวมูโลนิมบัส (พายุฝนฟ้าคะนอง): 1 ) หัวล้าน 2) มีขนดก ฝนและลูกเห็บจะตามมาด้วยพายุฝนฟ้าคะนอง

ความขุ่นมัวโดยเฉลี่ยต่อปีทั่วโลกอยู่ที่ประมาณ 5.4 คะแนน เหนือพื้นดิน - 4.8 คะแนน เหนือมหาสมุทร - 5.8 คะแนน บริเวณที่มีเมฆมากที่สุดคือทางตอนเหนือของมหาสมุทรแอตแลนติกและมหาสมุทรแปซิฟิก โดยมีความขุ่นเกิน 8 จุด ส่วนที่มีเมฆมากที่สุดคือทะเลทราย ไม่เกิน 1 - 2 จุด

ความสำคัญทางภูมิศาสตร์ของเมฆคือการที่ฝนตกลงมา พวกมันยังคงรักษาส่วนหนึ่งของรังสีดวงอาทิตย์และส่งผลต่อระบบแสงและความร้อนของพื้นผิวโลก ป้องกันการแผ่รังสีความร้อนของโลก ทำให้เกิด "ปรากฏการณ์เรือนกระจก" ในที่สุด เมฆก็ทำให้งานการบิน การถ่ายภาพทางอากาศ ฯลฯ ยุ่งยากขึ้น

การตกตะกอนของบรรยากาศ

น้ำในสถานะของเหลวหรือของแข็งที่ตกลงมาจากเมฆหรือตกลงมาจากอากาศสู่พื้นผิวโลกเรียกว่า การตกตะกอน.

การตกตะกอนมีความแตกต่างกันโดย สภาพร่างกาย – ของเหลว(ฝนตกปรอยๆ) และ แข็ง(หิมะ เม็ดลูกเห็บ) และโดยธรรมชาติของการตก - ฝนตกปรอยๆ, ปิดบังและ น้ำฝน- การตกตะกอนของบรรยากาศแบ่งออกเป็นสองกลุ่มดังต่อไปนี้: ก) การตกตะกอนของพื้นดินที่เกิดขึ้นโดยตรงบนวัตถุพื้นดิน ( น้ำค้างแข็ง, น้ำค้างแข็ง- b) ปริมาณน้ำฝนที่ตกลงมาจากเมฆ ( ฝน หิมะ ลูกเห็บ เม็ด ฝนเยือกแข็ง)

ธรรมชาติของการตกตะกอนก็แตกต่างกันอย่างมากเช่นกัน

ฝนตกปรอยๆการเร่งรัดคือการตกตะกอนที่ตกลงมาในรูปแบบของละอองฝนหรืออะนาล็อกที่เป็นของแข็ง (เม็ดหิมะ, หิมะละเอียด) ส่วนใหญ่มักมีต้นกำเนิดจากมวลภายใน

ปกการเร่งรัดคือการตกตะกอนในระยะยาวและค่อนข้างสม่ำเสมอในรูปของฝน หิมะ หรือละอองฝน ซึ่งตกลงมาพร้อมกันเป็นบริเวณกว้าง

น้ำฝนการตกตะกอน คือ การตกตะกอนที่มีความเข้มข้นสูงแต่มีระยะเวลาสั้น พวกมันตกลงมาจากเมฆคิวมูโลนิมบัสทั้งในรูปของเหลวและของแข็ง (ฝน ฝนหิมะ ฯลฯ)

การกระจายการตกตะกอนบนพื้นผิวโลกเกิดขึ้นอย่างไม่สม่ำเสมอและแตกต่างกันมาก โซนอักขระ. จำนวนของมันลดลงจากเส้นศูนย์สูตรไปจนถึงขั้วซึ่งมีสาเหตุหลักมาจากอุณหภูมิอากาศและการไหลเวียนของบรรยากาศ นอกจาก, บทบาทใหญ่ความโล่งใจและกระแสน้ำก็มีบทบาทในการกระจายตัวของฝนเช่นกัน อบอุ่นและ ฝูงเปียกอากาศบรรจบกับภูเขาลอยขึ้นตามเนิน เย็นลง และมีฝนตกหนักบริเวณตีนเขา ตั้งอยู่บนเนินลาดรับลมของภูเขาซึ่งเป็นพื้นที่ที่มีฝนตกชุกที่สุดของโลก

มาตรวัดปริมาณน้ำฝนและมาตรวัดปริมาณน้ำฝนใช้ในการวัดปริมาณน้ำฝน

มาตรวัดปริมาณน้ำฝนเป็นถังโลหะทรงกระบอกที่มีพื้นที่หน้าตัด 500 ซม. 2 สูง 40 ซม. ซึ่งติดตั้งบนเสาไม้ที่ความสูง 2 ม. ไดอะแฟรมถูกใส่เข้าไปในถังจากด้านบนซึ่งไม่มี เก็บฝนและป้องกันการระเหย ถังปิดด้วยการป้องกันรูปทรงกรวยพิเศษ (การป้องกัน Nifer) ปริมาณน้ำฝนที่สะสมนานกว่า 12 ชั่วโมงจะถูกเทลงในแก้วตวงที่มีการแบ่งส่วน

มาตรวัดปริมาณน้ำฝนระบบ Tretyakov ได้รับการออกแบบในลักษณะเดียวกับมาตรวัดปริมาณน้ำฝน แต่มีความแตกต่างที่การป้องกันประกอบด้วยแผ่นแยก 16 แผ่นและพื้นที่หน้าตัดของถังคือ 200 ซม. 2

ความกดอากาศ

น้ำหนักของอากาศเป็นตัวกำหนดความดันบรรยากาศ สำหรับ ปกติความดันบรรยากาศ คือ ความกดอากาศที่ระดับน้ำทะเลที่ละติจูด 45° และที่อุณหภูมิ 0°C ในกรณีนี้ บรรยากาศกดทับทุก ๆ 1 ตารางเซนติเมตรของพื้นผิวโลกด้วยแรง 1.033 กิโลกรัม และมวลของอากาศนี้สมดุลด้วยเสาปรอทสูง 760 มม. หลักการวัดความดันขึ้นอยู่กับการพึ่งพานี้ มีหน่วยวัดเป็นมิลลิเมตร (มม.) ของปรอท (หรือมิลลิบาร์ (mb): 1 mb = 0.75 mmHg) และในหน่วยเฮกโตปาสคาล (hPa) เมื่อ 1 มม. = 1 hPa

ใช้วัดความดันบรรยากาศ บารอมิเตอร์- บารอมิเตอร์มีสองประเภท: ปรอทและโลหะ (หรือแอนรอยด์)

ปรอท - นเมื่อความดันเปลี่ยนแปลง ความสูงของคอลัมน์ปรอทก็เปลี่ยนแปลงไปด้วย ผู้สังเกตการณ์จะบันทึกการเปลี่ยนแปลงเหล่านี้บนสเกลที่ติดกับหลอดแก้วของบารอมิเตอร์

โลหะบารอมิเตอร์หรือ แอนรอยด์,เมื่อความดันเปลี่ยนแปลงผนังกล่องจะสั่นและถูกกดเข้าหรือออก การสั่นสะเทือนเหล่านี้จะถูกส่งโดยระบบคันโยกไปยังลูกศรซึ่งเคลื่อนที่ไปตามสเกลที่ไล่ระดับ

ความดันบรรยากาศเปลี่ยนแปลงอย่างต่อเนื่องเนื่องจากการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิและการเคลื่อนที่ของอากาศ ในระหว่างวันจะเพิ่มขึ้นสองครั้ง (ในตอนเช้าและตอนเย็น) และลดลงสองครั้ง (หลังเที่ยงและหลังเที่ยงคืน) ในระหว่างปีในทวีปต่างๆ ความกดอากาศสูงสุดจะสังเกตได้ในช่วงฤดูหนาว ซึ่งเป็นช่วงที่อากาศเย็นลงและอัดตัวแน่นเป็นพิเศษ และจะมีความกดอากาศต่ำสุดในฤดูร้อน

การกระจายตัวของความดันบรรยากาศเหนือพื้นผิวโลกมีลักษณะเป็นเขตที่กำหนดไว้อย่างชัดเจน ซึ่งเกิดจากการที่พื้นผิวโลกร้อนไม่สม่ำเสมอ และส่งผลให้ความดันเปลี่ยนแปลงตามมา การเปลี่ยนแปลงของความดันอธิบายได้จากการเคลื่อนที่ของอากาศ อยู่สูงเมื่อมีอากาศมาก ต่ำเมื่ออากาศออกไป เมื่อได้รับความร้อนจากพื้นผิว อากาศจะพุ่งขึ้นด้านบนและความกดดันบนพื้นผิวที่อบอุ่นจะลดลง แต่ที่ระดับความสูง อากาศจะเย็นลง มีความหนาแน่นมากขึ้น และเริ่มตกลงสู่พื้นที่หนาวเย็นที่อยู่ใกล้เคียง ซึ่งความกดดันจะเพิ่มขึ้น ดังนั้นการให้ความร้อนและความเย็นของอากาศจากพื้นผิวโลกจึงมาพร้อมกับการกระจายตัวและการเปลี่ยนแปลงความดัน

ลมและต้นกำเนิดของมัน

อากาศเคลื่อนไหวอยู่ตลอดเวลา: มันลอยขึ้น - จากน้อยไปมากการเคลื่อนไหวจากมากไปน้อย - จากมากไปน้อยความเคลื่อนไหว. การเคลื่อนที่ของอากาศเข้า แนวนอนทิศทางเรียกว่า ตามสายลม- สาเหตุของลมคือการกระจายความกดอากาศบนพื้นผิวโลกไม่สม่ำเสมอซึ่งเกิดจากการกระจายอุณหภูมิไม่สม่ำเสมอ ในกรณีนี้ การไหลของอากาศจะเคลื่อนจากบริเวณที่มีแรงดันสูงไปยังด้านที่มีความดันน้อยกว่า

มีลักษณะเป็นลม ความเร็ว ทิศทาง และแรง.

ความเร็วลมมีหน่วยเป็น เมตรต่อวินาที (m/s) กิโลเมตรต่อชั่วโมง (km/h) จุด (ตามมาตราส่วนโบฟอร์ตจาก 0 ถึง 12 ปัจจุบันอยู่ที่ 13 จุด) ความเร็วลมขึ้นอยู่กับความแตกต่างของความดันและเป็นสัดส่วนโดยตรงกับความแตกต่าง: ยิ่งความแตกต่างของความดันมากขึ้น (การไล่ระดับแบริกแนวนอน) ความเร็วลมก็จะยิ่งมากขึ้น

ทิศทางลมถูกกำหนดโดยด้านข้างของขอบฟ้าที่ลมพัด แปดทิศทางหลัก (จุดอ้างอิง) ใช้เพื่อกำหนด: N, NW, W, SW, S, SE, E, NE ทิศทางขึ้นอยู่กับการกระจายแรงดันและผลการเบี่ยงเบนจากการหมุนของโลก

ความแข็งแกร่งลมขึ้นอยู่กับความเร็วและแสดงให้เห็นว่ากระแสลมไหลออกแรงกดแบบไดนามิกบนพื้นผิวใด ๆ แรงลมวัดเป็นกิโลกรัมต่อตารางเมตร (kg/m2)

ลมมีความหลากหลายมากทั้งในด้านแหล่งกำเนิด ลักษณะ และความหมาย ดังนั้น ในละติจูดพอสมควร ซึ่งการคมนาคมทางทิศตะวันตกมีชัย ลมก็มีชัย ทางทิศตะวันตกทิศทาง (NW, W, SW) ในบริเวณขั้วโลก ลมจะพัดจากขั้วโลกไปยังบริเวณความกดอากาศต่ำที่ละติจูดพอสมควร เขตลมที่กว้างขวางที่สุดในโลกตั้งอยู่ในละติจูดเขตร้อน ซึ่งเป็นที่ที่ลมการค้าพัดผ่าน

ลมค้า- ลมคงที่ของละติจูดเขตร้อน พวกมันก่อตัวขึ้นเนื่องจากอากาศร้อนลอยขึ้นในแถบเส้นศูนย์สูตร และอากาศเขตร้อนเข้ามาแทนที่จากทางเหนือและทางใต้

สายลม- ลมประจำถิ่นที่พัดจากทะเลสู่บกในตอนกลางวัน และจากบกสู่ทะเลในเวลากลางคืน ในเรื่องนี้มีความแตกต่าง วันและ กลางคืนสายลม วันลมทะเล (ทะเล) ก่อตัวขึ้นจากการที่ในระหว่างวันแผ่นดินจะอุ่นขึ้นเร็วกว่าทะเล และมีความกดอากาศที่ต่ำกว่าเกิดขึ้น ในเวลานี้ ความกดอากาศเหนือทะเลมีสูงขึ้น (เย็นกว่า) และอากาศเริ่มเคลื่อนตัวจากทะเลหนึ่งไปอีกบกหนึ่ง กลางคืนลม (ชายฝั่ง) พัดจากพื้นสู่ทะเล เนื่องจากในเวลานี้แผ่นดินเย็นตัวเร็วกว่าทะเล และมีความกดอากาศต่ำปรากฏขึ้นเหนือผิวน้ำ - อากาศเคลื่อนตัวจากฝั่งสู่ทะเล

มรสุม- เป็นลมคล้ายลม แต่เปลี่ยนทิศทางขึ้นอยู่กับช่วงเวลาของปีและครอบคลุมพื้นที่กว้างใหญ่ ในฤดูหนาวพวกมันจะพัดจากบกสู่ทะเลในฤดูร้อน - จากทะเลสู่บก ในฤดูหนาว ทวีปจะเย็นกว่า ดังนั้น แรงกดดันด้านบนจึงสูงขึ้น ในทางกลับกัน แผ่นดินจะอุ่นขึ้นและความกดอากาศด้านบนก็ลดลง ด้วยการเปลี่ยนแปลงของมรสุม สภาพอากาศในฤดูหนาวที่แห้งและมีเมฆบางส่วนจะเปลี่ยนเป็นฤดูร้อนที่มีฝนตก นอกเขตร้อนมรสุม - มรสุมของละติจูดพอสมควรและละติจูดขั้วโลก เขตร้อนมรสุม - มรสุมของละติจูดเขตร้อน

โฟห์น- เป็นลมอุ่น บางครั้งก็ร้อนแห้ง พัดเข้าภูเขาด้วยกำลังมาก โดยปกติจะใช้เวลาไม่ถึงหนึ่งวัน แต่มักจะไม่เกินหนึ่งสัปดาห์ เครื่องเป่าผมทั่วไปส่วนใหญ่เกิดขึ้นเมื่อกระแสลมของการไหลเวียนของบรรยากาศทั่วไปผ่านเทือกเขา ไดร์เป่าผมเป็นเรื่องธรรมดาบนภูเขา เอเชียกลาง,ในเทือกเขาร็อคกี้ เป็นต้น ในแต่ละประเทศ ลมนี้มีชื่อเป็นของตัวเอง ในต้นฤดูใบไม้ผลิ เครื่องเป่าผมอาจทำให้หิมะบนภูเขาละลายอย่างรวดเร็วและน้ำท่วมแม่น้ำอย่างรุนแรง เครื่องเป่าผมในฤดูร้อนบางครั้งอาจทำให้สวนผลไม้และไร่องุ่นต้องตาย

โบรา– ลมพายุและลมหนาวจัดพัดผ่านภูเขาเตี้ยๆ พัดผ่านส่วนใหญ่ในช่วงอากาศหนาวเย็นของปี ใน Novorossiysk เรียกว่า Nord-Ost บนคาบสมุทร Absheron - ทิศเหนือ บนไบคาล - ซาร์มา ในหุบเขาโรน - ข้างมิสทรัล โบราพัดจากหนึ่งวันถึงหนึ่งสัปดาห์ โบรอนก่อตัวขึ้นที่ความแตกต่างทางอุณหพลศาสตร์ขนาดใหญ่ที่ด้านใดด้านหนึ่งของเทือกเขาต่ำ โบราทำลายล้างเมืองและท่าเรืออย่างใหญ่หลวง

มวลอากาศ

มวลอากาศ- แยกอากาศปริมาณมากได้อย่างแน่นอน คุณสมบัติทั่วไป(อุณหภูมิ ความชื้น ความโปร่งใส ฯลฯ) และเคลื่อนไหวเป็นหนึ่งเดียว มวลอากาศหลัก (เขต) มีหลายประเภทซึ่งก่อตัวในโซนที่มีความกดอากาศต่างกัน: อาร์กติก (แอนตาร์กติก) เขตอบอุ่น (ขั้วโลก) เขตร้อน และเส้นศูนย์สูตร มวลอากาศโซนแบ่งออกเป็นทางทะเลและทวีป - ขึ้นอยู่กับลักษณะของพื้นผิวด้านล่างในพื้นที่ของการก่อตัว

อาร์กติกอากาศก่อตัวทางเหนือ มหาสมุทรอาร์กติกและในฤดูหนาวทางตอนเหนือของยูเรเซียและอเมริกาเหนือด้วย อากาศมีลักษณะเป็นอุณหภูมิต่ำ มีความชื้นต่ำ ทัศนวิสัยดี และมีเสถียรภาพ การรุกรานของมันเข้าไปในละติจูดเขตอบอุ่นทำให้เกิดความหนาวเย็นอย่างรุนแรง และนำไปสู่สภาพอากาศที่แจ่มใสเป็นส่วนใหญ่และมีเมฆบางส่วน

ปานกลาง(ขั้วโลก) อากาศ นี่คืออากาศในละติจูดพอสมควร นอกจากนี้ยังแยกความแตกต่างสองประเภทย่อย ในฤดูหนาวอากาศจะเย็นสบายและคงที่ โดยทั่วไปอากาศจะแจ่มใสและมีน้ำค้างแข็งรุนแรง ในฤดูร้อนอากาศจะอุ่นขึ้นอย่างมาก มีกระแสน้ำเพิ่มขึ้น มีเมฆก่อตัว ฝนตกบ่อยครั้ง และสังเกตพายุฝนฟ้าคะนอง อากาศอุณหภูมิปานกลางแทรกซึมเข้าไปในขั้วโลก เช่นเดียวกับละติจูดกึ่งเขตร้อนและเขตร้อน

เขตร้อนอากาศก่อตัวขึ้นในละติจูดเขตร้อนและกึ่งเขตร้อนและในฤดูร้อน - ในภูมิภาคทวีปทางตอนใต้ของละติจูดพอสมควร อากาศเขตร้อนมีสองประเภทย่อย ก่อตัวเหนือน่านน้ำเขตร้อน (โซนมหาสมุทรเขตร้อน) และมีลักษณะพิเศษคืออุณหภูมิและความชื้นสูง อากาศเขตร้อนแทรกซึมเข้าไปในละติจูดเขตอบอุ่นและเส้นศูนย์สูตร

เส้นศูนย์สูตรอากาศก่อตัวขึ้นในเขตเส้นศูนย์สูตรจากอากาศเขตร้อนที่พัดมาจากลมค้าขาย มันมีลักษณะเฉพาะ อุณหภูมิสูงและมีความชื้นสูงตลอดทั้งปี นอกจากนี้ คุณสมบัติเหล่านี้ยังคงได้รับการเก็บรักษาไว้ทั้งบนบกและในทะเล ดังนั้นอากาศในเส้นศูนย์สูตรจึงไม่แบ่งออกเป็นชนิดย่อยทางทะเลและในทวีป

มวลอากาศมีการเคลื่อนที่อย่างต่อเนื่อง ยิ่งไปกว่านั้น หากมวลอากาศเคลื่อนตัวไปยังละติจูดที่สูงกว่าหรือไปยังพื้นผิวที่เย็นกว่า พวกมันจะถูกเรียก อบอุ่นเพราะพวกเขานำมาซึ่งความอบอุ่น มวลอากาศเคลื่อนที่ไปยังละติจูดล่างหรือพื้นผิวที่อุ่นกว่าเรียกว่า เย็น- พวกเขานำอากาศหนาวเย็น

บรรยากาศด้านหน้า

บรรยากาศด้านหน้าเรียกว่าการแบ่งมวลอากาศที่มีสมบัติทางกายภาพต่างกัน จุดตัดของส่วนหน้ากับผิวโลกเรียกว่า แนวหน้า- ที่ด้านหน้า คุณสมบัติทั้งหมดของมวลอากาศ - อุณหภูมิ ทิศทางและความเร็วลม ความชื้น ความขุ่น การตกตะกอน - เปลี่ยนแปลงอย่างมาก การเคลื่อนผ่านแนวหน้าผ่านจุดสังเกตจะมาพร้อมกับการเปลี่ยนแปลงสภาพอากาศกะทันหันไม่มากก็น้อย

มีแนวหน้าที่เกี่ยวข้องด้วย พายุไซโคลน, และ ภูมิอากาศด้านหน้า ในพายุไซโคลน ส่วนหน้าเกิดขึ้นเมื่ออากาศอุ่นและเย็นมาบรรจบกัน โดยส่วนบนของระบบส่วนหน้าโดยทั่วไปจะอยู่ที่ศูนย์กลางของพายุไซโคลน อากาศเย็นปะทะอากาศร้อนมักจะจบลงที่ด้านล่างเสมอ มันรั่วใต้อันอุ่น พยายามดันมันขึ้น ในทางกลับกัน อากาศอุ่นจะไหลเข้าสู่อากาศเย็น และหากอากาศกดทับ อากาศจะลอยขึ้นตามระนาบอินเทอร์เฟซ ขึ้นอยู่กับว่าอากาศชนิดใดมีการเคลื่อนไหวมากกว่าและทิศทางที่ด้านหน้าเคลื่อนที่ไปในทิศทางใด เรียกว่าอุ่นหรือเย็น

อบอุ่นด้านหน้าเคลื่อนเข้าหาลมเย็น หมายถึง การมาถึงของลมอุ่น มันค่อย ๆ ดันอากาศเย็นกลับออกไป เนื่องจากมีน้ำหนักเบากว่า จึงไหลเข้าสู่ลิ่มของอากาศเย็น และค่อยๆ ลอยขึ้นมาตามพื้นผิวอินเทอร์เฟซ ในกรณีนี้ บริเวณด้านหน้าจะมีเมฆเป็นบริเวณกว้าง ซึ่งทำให้มีฝนตกหนัก การแทนที่อากาศเย็นด้วยอากาศอุ่นอย่างค่อยเป็นค่อยไปจะทำให้ความดันลดลงและลมเพิ่มขึ้น หลังจากที่ส่วนหน้าผ่านไป จะสังเกตเห็นการเปลี่ยนแปลงอย่างรวดเร็วของสภาพอากาศ: อุณหภูมิของอากาศสูงขึ้น ลมเปลี่ยนทิศทางประมาณ 90° และอ่อนลง ทัศนวิสัยแย่ลง เกิดหมอก และอาจมีฝนตกปรอยๆ

เย็นด้านหน้าเคลื่อนไปทางอากาศอุ่น ในกรณีนี้ อากาศเย็นซึ่งมีความหนาแน่นและหนักกว่าจะเคลื่อนที่ไปตามพื้นผิวโลกในรูปแบบของลิ่ม เคลื่อนที่เร็วกว่าอากาศอุ่น และในขณะเดียวกันก็ยกอากาศอุ่นที่อยู่ข้างหน้าขึ้นแล้วดันขึ้นด้านบนอย่างแรง เมฆคิวมูโลนิมบัสขนาดใหญ่ก่อตัวเหนือและข้างหน้าแนวหน้า ทำให้เกิดฝนตกหนัก เกิดพายุฝนฟ้าคะนอง และลมแรง หลังจากที่แนวหน้าผ่านไป ปริมาณฝนและความขุ่นลดลงอย่างมีนัยสำคัญ ลมเปลี่ยนทิศทางประมาณ 90° และอ่อนกำลังลงบ้าง อุณหภูมิลดลง ความชื้นในอากาศลดลง และความโปร่งใสและการมองเห็นเพิ่มขึ้น แรงกดดันกำลังเพิ่มขึ้น

ภูมิอากาศแนวหน้า - แนวรบในระดับโลกซึ่งเป็นการแบ่งระหว่างมวลอากาศประเภทหลัก (โซน) มีห้าด้านดังกล่าว: อาร์กติก, แอนตาร์กติก, สอง ปานกลาง(ขั้วโลก) และ เขตร้อน.

อาร์กติก(แอนตาร์กติก) ด้านหน้าแยกอากาศอาร์กติก (Antarctic) ออกจากอากาศอบอุ่น 2 แห่ง ปานกลาง(ขั้วโลก) ด้านหน้าแยกอากาศอบอุ่นจากอากาศเขตร้อน เขตร้อนด้านหน้าเป็นจุดที่อากาศเขตร้อนและเส้นศูนย์สูตรซึ่งมีความชื้นต่างกันมากกว่าอุณหภูมิมาบรรจบกัน แนวรบทั้งหมดพร้อมกับขอบเขตของเข็มขัดจะเลื่อนไปทางเสาในฤดูร้อนและหันไปทางเส้นศูนย์สูตรในฤดูหนาว พวกมันมักจะแยกกิ่งก้านสาขาออกไปในระยะทางไกลจากเขตภูมิอากาศ แนวเขตเขตร้อนมักอยู่ในซีกโลกซึ่งเป็นช่วงฤดูร้อน

ไซโคลนและแอนติไซโคลน

ในชั้นโทรโพสเฟียร์ กระแสน้ำวนขนาดต่างๆ ปรากฏขึ้น พัฒนา และหายไปอย่างต่อเนื่อง ตั้งแต่อันเล็กไปจนถึงพายุไซโคลนขนาดยักษ์และแอนติไซโคลน

พายุไซโคลนเป็นบริเวณความกดอากาศต่ำตรงกลาง ดังนั้นอากาศในพายุไซโคลนจะเคลื่อนที่เป็นเกลียวจากบริเวณรอบนอก (จากบริเวณที่มีความกดอากาศสูง) ไปยังศูนย์กลาง (ไปยังบริเวณที่มีความกดอากาศต่ำ) แล้วลอยขึ้นก่อตัวเป็น จากน้อยไปมากลำธาร ในพายุไซโคลน อากาศจะเคลื่อนที่ไปตามเส้นทางโค้งและทิศทางทวนเข็มนาฬิกาในซีกโลกเหนือและตามเข็มนาฬิกาในซีกโลกใต้ พายุไซโคลนเกี่ยวข้องกับพื้นที่เมฆและการตกตะกอนเป็นวงกว้าง การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิอย่างมีนัยสำคัญ และลมแรง อย่างไรก็ตาม เป็นที่รู้กันว่าพายุไซโคลนมีอยู่ตลอดทั้งปีในบริเวณที่มีความกดอากาศต่ำคงที่: ไอซ์แลนด์พายุไซโคลน (ขั้นต่ำ) ตั้งอยู่ในมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือในพื้นที่ ไอซ์แลนด์และ อะลูเชียนพายุไซโคลน (ระดับต่ำ) ในภูมิภาคหมู่เกาะอะลูเชียนของมหาสมุทรแปซิฟิกเหนือ

นอกจากละติจูดพอสมควรแล้ว ยังมีการสังเกตพายุไซโคลนในเขตเขตร้อนด้วย เขตร้อนพายุไซโคลนเกิดขึ้นเฉพาะเหนือทะเล อุณหภูมิระหว่าง 10-15° N และส. เมื่อเคลื่อนตัวขึ้นบกพวกมันจะจางหายไปอย่างรวดเร็ว ตามปกติแล้ว พายุไซโคลนเหล่านี้คือพายุไซโคลนขนาดเล็ก ซึ่งมีเส้นผ่านศูนย์กลางประมาณ 250 กม. แต่มีแรงดันตรงกลางต่ำมาก โดยเฉลี่ยแล้ว มีพายุหมุนเขตร้อนมากกว่า 70 กรณีต่อปีทั่วโลก พวกมันเป็นที่รู้จักดีที่สุดในภูมิภาคแอนทิลลิส นอกชายฝั่งตะวันออกเฉียงใต้ของเอเชีย ในทะเลอาหรับ อ่าวเบงกอล ทางตะวันออกของเกาะ มาดากัสการ์. ในพื้นที่ต่าง ๆ ก็มีชื่อท้องถิ่น ( พายุไซโคลน- ในมหาสมุทรอินเดีย พายุเฮอริเคน- ในอเมริกาเหนือและอเมริกากลาง ไต้ฝุ่น- วี เอเชียตะวันออก- พายุไซโคลนเป็นลักษณะเฉพาะของยุโรปโดยเฉพาะ โดยเคลื่อนตัวจากมหาสมุทรแอตแลนติกไปทางทิศตะวันออกและกินเวลานานถึง 5-7 วัน กล่าวคือ จนกว่าบรรยากาศจะหมดลง

แอนติไซโคลน- เป็นบริเวณที่มีแรงกดดันเพิ่มขึ้นตรงกลาง ด้วยเหตุนี้การเคลื่อนที่ของอากาศในแอนติไซโคลนจึงถูกส่งตรงจากศูนย์กลาง (จากบริเวณที่มีความกดอากาศสูงกว่า) ไปยังบริเวณรอบนอก (ในบริเวณที่มีความกดอากาศต่ำกว่า) ในใจกลางของแอนติไซโคลน อากาศจะเคลื่อนลงมา ก่อตัวเป็นกระแสลมด้านล่าง และกระจายไปในทุกทิศทาง กล่าวคือ จากศูนย์กลางไปจนถึงรอบนอก ในเวลาเดียวกัน มันก็หมุนด้วย แต่ทิศทางของการหมุนนั้นตรงกันข้ามกับพายุไซโคลน - มันเกิดขึ้นตามเข็มนาฬิกาในซีกโลกเหนือและทวนเข็มนาฬิกาในซีกโลกใต้ แอนติไซโคลนในละติจูดพอสมควรมักเกิดตามพายุไซโคลน โดยมักจะอยู่ในสภาวะนิ่ง (นิ่ง) และมีอยู่จนกว่าความดันจะเท่ากัน (6-9 วัน) เนื่องจากการเคลื่อนที่ลงของแอนติไซโคลนทำให้อากาศไม่อิ่มตัวด้วยความชื้น การก่อตัวของเมฆจะไม่เกิดขึ้น และสภาพอากาศมีเมฆมากและแห้งบางส่วนโดยมีลมอ่อนและความสงบมีชัย นอกจากละติจูดพอสมควรแล้ว แอนติไซโคลนยังพบได้บ่อยที่สุดในละติจูดกึ่งเขตร้อน - ในแถบแรงดันสูง นี่คือกระแสน้ำวนในชั้นบรรยากาศคงที่ (บริเวณความกดอากาศสูง) ที่มีอยู่ตลอดทั้งปี: แอตแลนติกเหนือ(อะซอเรส) แอนติไซโคลน (สูงสุด) ในบริเวณหมู่เกาะอะซอเรสและ แอตแลนติกใต้แอนติไซโคลน; แปซิฟิกเหนือ(Canary) แอนติไซโคลนในพื้นที่หมู่เกาะคานารีในมหาสมุทรแปซิฟิกและ แปซิฟิกใต้; อินเดียนแอนติไซโคลน (สูงสุด) ในมหาสมุทรอินเดีย อย่างที่คุณเห็น พวกมันทั้งหมดอยู่เหนือมหาสมุทร แอนติไซโคลนที่ทรงพลังเพียงชนิดเดียวบนบกเกิดขึ้นในฤดูหนาวในเอเชียโดยมีศูนย์กลางเหนือมองโกเลีย - เอเซีย(ไซบีเรีย) แอนติไซโคลน ขนาดของพายุไซโคลนและแอนติไซโคลนเทียบเคียงได้: เส้นผ่านศูนย์กลางสามารถสูงถึง 3-4,000 กม. และความสูงสามารถสูงสุดได้ 18-20 กม. เช่น พวกมันคือกระแสน้ำวนแบนที่มีแกนหมุนเอียงอย่างมาก โดยปกติแล้วจะเคลื่อนที่จากตะวันตกไปตะวันออกด้วยความเร็ว 20-40 กม./ชม. (ยกเว้นรถที่อยู่กับที่)

สภาพอากาศ

สถานะของบรรยากาศในพื้นที่ที่กำหนดในช่วงเวลาหนึ่งเรียกว่า สภาพอากาศ- สภาพอากาศมีลักษณะเป็นองค์ประกอบและปรากฏการณ์ องค์ประกอบสภาพอากาศ: อุณหภูมิอากาศ ความชื้น ความดัน ถึง ปรากฏการณ์ได้แก่ ลม เมฆ ฝน บางครั้งปรากฏการณ์สภาพอากาศก็ไม่ปกติถึงขั้นหายนะ เช่น พายุเฮอริเคน พายุฝนฟ้าคะนอง พายุฝน ภัยแล้ง

สภาพอากาศเปลี่ยนแปลงได้ สาเหตุหลักคือการเปลี่ยนแปลงปริมาณความร้อนจากแสงอาทิตย์ที่ได้รับในระหว่างวันและตลอดทั้งปี การเคลื่อนที่ของมวลอากาศ แนวชั้นบรรยากาศ พายุไซโคลน และแอนติไซโคลน การเปลี่ยนแปลงของสภาพอากาศในระหว่างวันจะแสดงได้ชัดเจนยิ่งขึ้นและสม่ำเสมอในละติจูดเส้นศูนย์สูตร ในช่วงเช้าอากาศแจ่มใสและมีแดดจัด และช่วงบ่ายมีฝนโปรยปราย ตอนเย็นและกลางคืนก็กลับมาสดใสและเงียบสงบอีกครั้ง ในละติจูดเขตอบอุ่น การเปลี่ยนแปลงสภาพอากาศเป็นประจำในระหว่างวัน ซึ่งเกิดจากการไหลเข้ามาของความร้อนจากแสงอาทิตย์ มักจะถูกขัดขวางโดยการเปลี่ยนแปลงของมวลอากาศ และการเคลื่อนตัวของกระแสน้ำวนและแนวหน้าของชั้นบรรยากาศ

การสังเกตสภาพอากาศ- มี World Weather Watch (WWW) ซึ่งรวมบริการสภาพอากาศแห่งชาติเข้าด้วยกัน มีศูนย์กลางโลกสามแห่ง: มอสโก วอชิงตัน และเมลเบิร์น ในอาณาเขตของรัฐจะมีการสังเกตการณ์สภาพอากาศอย่างเป็นระบบในระบบบริการสภาพอากาศ อุตุนิยมวิทยาสถานี สถานีอุตุนิยมวิทยาเป็นสถานที่ซึ่งมีการติดตั้งและเครื่องมือต่าง ๆ ตามลำดับที่แน่นอน

สถานที่สำหรับพนักงาน สถานีอุตุนิยมวิทยาดำเนินการสังเกตการณ์สภาพอากาศแปดครั้งต่อวันเวลา 00, 03, 06 - - - - .21 ชั่วโมงสำหรับเครื่องดนตรีทั้งหมดและตามโปรแกรมทั่วไปของทุกสถานีในโลก ผลการสังเกตการณ์จะถูกเข้ารหัสโดยใช้รหัสสรุประหว่างประเทศพิเศษ และส่งไปยังหน่วยงานบริการสภาพอากาศส่วนกลาง ในขณะเดียวกันผลการสังเกตสภาพอากาศทั้งหมดจะถูกจัดเก็บไว้ที่สถานีและในบริเวณนี้ การศึกษาโดยผู้เชี่ยวชาญไม่เพียงแต่ช่วยให้ระบุสภาพอากาศที่จุดสังเกตได้ครบถ้วนและแม่นยำเท่านั้น แต่ยังช่วยเตือนประชากรเกี่ยวกับปรากฏการณ์ที่เป็นอันตราย เช่น น้ำท่วม พายุเฮอริเคน ฯลฯ

จากผลการสังเกตการณ์ที่ศูนย์อุตุนิยมวิทยา จะมีการรวบรวมแผนที่สรุปทุกๆ 3 หรือ 6 ชั่วโมง แผนที่โดยย่อ- แผนที่ทางภูมิศาสตร์ซึ่งผลลัพธ์ของการสังเกตทางอุตุนิยมวิทยาที่เครือข่ายของสถานี ณ เวลาหนึ่งถูกพล็อตเป็นตัวเลขและสัญลักษณ์ การวิเคราะห์สถานการณ์ของแผนที่ปัจจุบันช่วยให้คุณสร้างการพยากรณ์อากาศได้ พยากรณ์อากาศ- การตั้งสมมติฐานตามหลักวิทยาศาสตร์เกี่ยวกับสถานะสภาพอากาศในอนาคต นอกจากนี้ยังช่วยให้คุณระบุความเป็นไปได้ในการเกิดปรากฏการณ์ทางธรรมชาติที่เป็นอันตราย พยากรณ์อากาศได้ทั้งระยะสั้น (12-24 ชั่วโมง) และระยะยาว (สิบปี หนึ่งเดือน หนึ่งฤดูกาล)

สภาพอากาศมีบทบาทสำคัญในชีวิตมนุษย์ ในกิจกรรมทางเศรษฐกิจ ทำหน้าที่เป็นองค์ประกอบที่แท้จริงของวงจรการผลิตการขนส่งทางอากาศ ทางน้ำ ทางรถไฟ และทางถนน คนงานในแม่น้ำและแม่น้ำอดไม่ได้ที่จะคำนึงถึงสภาพอากาศและการพยากรณ์อากาศด้วย กองเรือ,ท่าเรือ,สนามบิน. การพักผ่อน การใช้เวลาว่างอย่างมีประสิทธิภาพและน่าสนใจ และสุดท้าย สุขภาพของเขาขึ้นอยู่กับสภาพอากาศโดยตรง และการพยากรณ์อากาศจะช่วยให้มีมาตรการที่เหมาะสมล่วงหน้าและใช้เวลาว่างได้อย่างมีประสิทธิภาพมากขึ้น สภาพอากาศเป็นตัวกำหนดปริมาณการใช้ทรัพยากรพลังงาน ลักษณะและขอบเขตของการผลิตสินค้าอุปโภคบริโภค และอื่นๆ อีกมากมาย

ภูมิอากาศ

ภูมิอากาศ- ลักษณะระบอบการปกครองสภาพอากาศในระยะยาวของพื้นที่ใดพื้นที่หนึ่งซึ่งได้รับการดูแลรักษาโดยมีความผันผวนเล็กน้อยมานานหลายศตวรรษ มันแสดงออกมาในการเปลี่ยนแปลงตามธรรมชาติของสภาพอากาศทั้งหมดที่พบในพื้นที่ที่กำหนด เช่นเดียวกับสภาพอากาศ สภาพภูมิอากาศขึ้นอยู่กับปริมาณรังสีดวงอาทิตย์ (บนละติจูด) การเคลื่อนตัวของมวลอากาศ แนวชั้นบรรยากาศ พายุไซโคลนและแอนติไซโคลน (ในการไหลเวียนของบรรยากาศ) กับคุณสมบัติและรูปร่างของพื้นผิวโลก ตัวชี้วัดสภาพอากาศหลัก: อุณหภูมิอากาศ (เฉลี่ยรายปี มกราคม และกรกฎาคม) ทิศทางลมที่พัดผ่าน, ปริมาณและปริมาณน้ำฝนต่อปี. แผนที่ทางภูมิศาสตร์ซึ่งมีการเรียกตัวบ่งชี้สภาพภูมิอากาศ ภูมิอากาศ.

ปัจจัยที่ก่อให้เกิดสภาพอากาศ- มีปัจจัยหลักที่ทำให้เกิดสภาพภูมิอากาศสามประการและปัจจัยที่มีอิทธิพลต่อสภาพภูมิอากาศ หลักปัจจัยคือปัจจัยที่กำหนดสภาพอากาศทุกที่ในโลก ซึ่งรวมถึง: การแผ่รังสีแสงอาทิตย์ การไหลเวียนของชั้นบรรยากาศ และภูมิประเทศ.

รังสีแสงอาทิตย์- ปัจจัยที่กำหนดการไหลของพลังงานแสงอาทิตย์ไปยังพื้นที่บางส่วนของพื้นผิวโลก

การไหลเวียนของบรรยากาศเป็นปัจจัยที่กำหนดการเคลื่อนที่ของมวลอากาศทั้งในแนวตั้งและตามแนวพื้นผิวโลก

การบรรเทาทุกข์เป็นปัจจัยที่เปลี่ยนแปลงอิทธิพลของปัจจัยที่ก่อให้เกิดสภาพอากาศสองปัจจัยแรกในเชิงคุณภาพ

นอกจากปัจจัยหลักแล้ว ยังมีปัจจัยที่มีผลกระทบอย่างมีนัยสำคัญต่อสภาพภูมิอากาศในบางพื้นที่ (มักกว้างใหญ่) โดยเฉพาะการกระจายตัวของแผ่นดินและทะเล และความห่างไกลของดินแดนจากทะเลและมหาสมุทร แผ่นดินและทะเลร้อนและเย็นต่างกัน มวลอากาศทางทะเลแตกต่างอย่างมากจากมวลอากาศในทวีป แต่เมื่อมวลอากาศเคลื่อนตัวลึกเข้าไปในทวีป คุณสมบัติของมันจะเปลี่ยนไป ดังนั้นที่ละติจูดเดียวกันจึงมีความแตกต่างอย่างมีนัยสำคัญในด้านอุณหภูมิและการกระจายตัวของปริมาณฝน

การเดินเรือ, หรือ มหาสมุทรภูมิอากาศ คือ ภูมิอากาศของมหาสมุทร หมู่เกาะ และชายฝั่งตะวันตกหรือตะวันออกของทวีป ก่อตัวขึ้นด้วยความถี่สูงของมวลอากาศทางทะเล และมีลักษณะพิเศษคืออุณหภูมิอากาศปริมาณมากต่อปี (ประมาณ 10°C) และรายวัน (1-2°C) และปริมาณฝนจำนวนมาก

คอนติเนนตัล- ภูมิอากาศแบบทวีป โดยมีปริมาณฝนต่ำ ฤดูร้อนสูงและอุณหภูมิอากาศฤดูหนาวต่ำ มีแอมพลิจูดขนาดใหญ่ทั้งรายปีและรายวัน

พวกมันมีอิทธิพลอย่างมากต่อสภาพอากาศ กระแสน้ำทะเล- พวกมันถ่ายเทความร้อน (หรือความเย็น) จากละติจูดหนึ่งไปยังอีกละติจูดหนึ่ง ทำให้มวลอากาศที่อยู่เหนือพวกมันร้อนหรือเย็นลง มวลอากาศซึ่งได้รับคุณสมบัติใหม่ภายใต้อิทธิพลของกระแสน้ำมาถึงแผ่นดินใหญ่ที่เปลี่ยนแปลงไปแล้วและทำให้เกิดสภาพอากาศที่แตกต่างกันบนชายฝั่งซึ่งไม่ใช่เรื่องปกติสำหรับละติจูดเหล่านี้ ดังนั้นสภาพภูมิอากาศของชายฝั่งที่ถูกกระแสน้ำอุ่นมักจะอุ่นและอุ่นกว่าในทวีปต่างๆ นอกจากนี้กระแสน้ำเย็นยังเพิ่มความแห้งแล้งของอากาศอีกด้วย ทำให้อากาศชั้นล่างในส่วนชายฝั่งเย็นลง ซึ่งป้องกันการก่อตัวของเมฆและการตกตะกอน

ภูมิอากาศ เช่นเดียวกับปริมาณอุตุนิยมวิทยาอื่นๆ โซน- มี 7 เขตภูมิอากาศหลักและ 6 เขตภูมิอากาศเฉพาะกาล สิ่งสำคัญ ได้แก่ : เส้นศูนย์สูตร, เส้นศูนย์สูตรสองเส้น (ทางตอนเหนือและ ซีกโลกใต้) เขตร้อนสองแห่ง สองเขตอุณหภูมิ และสองขั้วโลก ชื่อของโซนเปลี่ยนผ่านนั้นเชื่อมโยงอย่างใกล้ชิดกับชื่อของเขตภูมิอากาศหลักและกำหนดลักษณะตำแหน่งของพวกมันบนโลก: สองเขตกึ่งศูนย์สูตร, กึ่งเขตร้อนและขั้วย่อย (กึ่งอาร์กติกและใต้แอนตาร์กติก) การระบุโซนภูมิอากาศขึ้นอยู่กับโซนความร้อนและประเภทมวลอากาศที่โดดเด่นและการเคลื่อนตัวของมวลอากาศ ในโซนหลัก มวลอากาศประเภทหนึ่งจะมีอิทธิพลเหนือตลอดทั้งปี และในเขตเปลี่ยนผ่าน ประเภทของมวลอากาศจะเปลี่ยนแปลงในฤดูหนาวและฤดูร้อนอันเนื่องมาจากการเปลี่ยนแปลงของฤดูกาลและการเปลี่ยนแปลงของโซนความกดอากาศ

ไซโคลนและแอนติไซโคลน

ชั้นบรรยากาศชั้นล่างมีความคล่องตัวสูง มวลอากาศแต่ละส่วนจะเคลื่อนที่เข้าไปอย่างต่อเนื่อง รูปแบบของการเคลื่อนไหวของพวกมันมักจะเป็นกระแสน้ำวน: จากกระแสน้ำวนขนาดเล็กที่สังเกตได้ก่อนเกิดพายุฝนฟ้าคะนองไปจนถึงกระแสน้ำขนาดใหญ่ที่ยึดพื้นที่หลายร้อยแห่ง 11นหลายพันและบางครั้งก็หลายล้านตารางกิโลเมตร rnkhri เหล่านี้เรียกว่าพายุไซโคลนและแอนติไซโคลน

พายุไซโคลนถูกเข้าใจว่าเป็นกระแสน้ำวนขนาดใหญ่ในชั้นล่างของชั้นบรรยากาศ

เป็นทรงกลมที่มีความกดอากาศต่ำตรงกลาง

ในกระแสน้ำวน มีการเปลี่ยนแปลงทิศทางลมอย่างต่อเนื่อง:

ในซีกโลกเหนือ - ทวนเข็มนาฬิกาในภาคใต้ - และ

"นกฮูก -

ลมหมุนดังกล่าวก่อตัวขึ้นที่จุดบรรจบของอากาศอุ่นและเย็น บนสิ่งที่เรียกว่าแนวภูมิอากาศวิทยา สำหรับเขตอบอุ่น - ที่ด้านหน้าอาร์กติกและด้านหน้าของละติจูดกลาง สำหรับเขตร้อน - ที่หน้าเขตร้อน พายุไซโคลนของละติจูดนอกเขตร้อน การศึกษาไซคลอปส์ on.sholp เผยให้เห็นคุณลักษณะหลายประการของไซคลอปส์

1. พายุไซโคลนเป็นกระแสน้ำวนขนาดใหญ่ที่มีแกนเอียงเล็กน้อย (1-2°) ครอบคลุมพื้นที่สูง 8-9 กม. และมีเส้นผ่านศูนย์กลาง 1 ถึง 3,000 กม. ความเอียงเล็กน้อยของแกนกระแสน้ำวนจะทำให้พายุไซโคลนแตกต่างจากกระแสน้ำวนขนาดเล็กที่มีมุมเอียงมากกว่า และเกิดขึ้นจากความร้อนที่ไม่สม่ำเสมอของพื้นผิวโลก

2. กระแสน้ำวนเกิดขึ้นจากการมาบรรจบกันของมวลอากาศสองมวลที่มีอุณหภูมิต่างกันและอิทธิพลของแรงเบี่ยง นั่นคือการหมุนของโลกในทิศทางที่พวกมันเคลื่อนที่

3. ในกระแสน้ำวน อากาศจะลอยขึ้นและกระจายไปด้านข้าง ตรงกลางของกระแสน้ำวนจึงเกิดบริเวณที่มีความกดอากาศต่ำ

4. การยกและการแพร่กระจายของอากาศจากพายุไซโคลนได้รับการอำนวยความสะดวกโดยกระแสน้ำที่พัดพาอากาศไปไกลเกินขอบเขตของพายุไซโคลนภาคพื้นดิน

5. กระแสลมที่เพิ่มขึ้นในพายุไซโคลนทำให้เกิดก้อนเมฆและการตกตะกอน

6. ในพายุไซโคลน มีการกำหนดสองแนวหน้าไว้อย่างชัดเจน: อบอุ่นและเย็น ในระหว่างที่มีการเปลี่ยนแปลงสภาพอากาศอย่างรวดเร็ว โดยทั่วไปแล้ว พายุไซโคลนทำให้เกิดสภาพอากาศที่ไม่เอื้ออำนวย: ในฤดูหนาว - มีหิมะตกและพายุหิมะ ในฤดูร้อน - มีฝนและพายุฝนฟ้าคะนอง

การเกิดขึ้นและพัฒนาการของพายุไซโคลน มีหลายทฤษฎีที่อธิบายการก่อตัวของพายุไซโคลน มาทำความรู้จักกับทฤษฎีคลื่นที่แพร่หลายที่สุดกันดีกว่า อากาศอุ่นและเย็นซึ่งมีความหนาแน่นต่างกัน เคลื่อนที่ไปในทิศทางตรงกันข้ามไปตามพื้นผิวโลกและก่อตัวเป็นคลื่นที่ส่วนต่อประสาน

ด้วยความโค้งของคลื่นของพื้นผิวส่วนหน้าและแนวหน้า อากาศที่ไหลผ่านทั้งสองด้านของส่วนหน้าจะโค้งงอตามลำดับ การเบี่ยงเบนของกระแสจากทิศทางเริ่มต้นทำให้เกิดการบดอัดและการทำให้อากาศบริสุทธิ์ใกล้กับส่วนต่างๆ ของส่วนหน้า เมื่ออากาศร้อนรุกล้ำอากาศเย็น (ยอดคลื่น) ความดันจะลดลง ซึ่งนำไปสู่การก่อตัวของศูนย์กลางพายุไซโคลน ในส่วนต่างๆ ของคลื่น ซึ่งอากาศเย็นเบี่ยงไปทางความอบอุ่น (ฐานของคลื่น) จะสังเกตการอัดตัวของอากาศและความดันที่เพิ่มขึ้น ซึ่งเป็นผลมาจากในช่วงเวลาระหว่างรอบ เดือยของแรงดันสูง ก่อตัวขึ้นและบางครั้งก็มีแอนติไซโคลนที่ยืนอยู่ด้วยซ้ำ ลดแรงกดดันบนสันเขา โบ.ฮิส่งเสริมการบุกรุกของอากาศร้อนเข้ามาในพื้นที่ด้วยอากาศเย็น และในทางกลับกัน การเพิ่มขึ้นของความกดดันที่ฐานใน<ип способствуют холодные вторжения в "область теплой воздушно массы.