Interacțiunea dintre ocean și atmosferă.

27. Circulaţia maselor de aer.

© Vladimir Kalanov,
"Cunoașterea este putere".

in miscare masele de aerîn atmosferă este determinată de regimul termic şi modificările presiunii aerului. Se numește totalitatea principalilor curenți de aer de pe planetă circulația atmosferică generală. Principalele mișcări atmosferice de mare amploare care alcătuiesc circulația generală a atmosferei: curenți de aer, curenți cu jet, curenți de aer în cicloni și anticicloni, alize și musoni.

Mișcarea aerului față de suprafața pământului vânt- apare deoarece presiunea atmosferică în diferite locuri ale masei de aer nu este aceeași. Se crede că vântul este mișcare orizontală aer. De fapt, aerul de obicei nu se mișcă paralel cu suprafața Pământului, ci sub un unghi ușor, pentru că. presiunea atmosferică variază atât pe orizontală, cât și pe verticală. Direcția vântului (Nord, Sud etc.) indică direcția din care sufla vântul. Puterea vântului se referă la viteza acestuia. Cu cât este mai sus, cu atât vântul este mai puternic. Viteza vântului se măsoară la statii meteorologice la o înălțime de 10 metri deasupra Pământului, în metri pe secundă. În practică, forța vântului este estimată în puncte. Fiecare punct corespunde la doi sau trei metri pe secundă. Cu o putere a vântului de 9 puncte, este deja considerată o furtună, iar cu 12 puncte - un uragan. Termenul comun „furtună” înseamnă orice vânt foarte puternic, indiferent de numărul de puncte. Viteza unui vânt puternic, de exemplu, în timpul unui uragan tropical, atinge valori enorme - până la 115 m/s sau mai mult. Vântul crește în medie odată cu înălțimea. La suprafața Pământului, viteza acestuia este redusă prin frecare. Iarna, viteza vântului este în general mai mare decât vara. Cele mai mari viteze ale vântului se observă în latitudinile temperate și polare din troposferă și stratosfera inferioară.

Nu este complet clar cum se schimbă viteza vântului pe continente la altitudini joase (100–200 m). aici vitezele vântului ating cele mai mari valori după-amiaza, iar cele mai scăzute noaptea. Cel mai bine se vede vara.

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

Vânturile puternice pot aduce o mulțime de probleme piloților de avioane și elicoptere. Jeturile de aer care se deplasează în direcții diferite, în șocuri, rafale, fie slăbindu-se, fie intensificând, creează un obstacol mare în calea mișcării aeronavelor - apare un zgomot - o încălcare periculoasă a zborului normal.

Vânturi sufla din lanțurile muntoase ale continentului rece în direcție mare caldă, sunt numite bora. Este un vânt puternic, rece, cu rafale, care de obicei bate în timpul sezonului rece.

Bora este cunoscută de mulți în regiunea Novorossiysk, la Marea Neagră. Aici așa conditii naturale că viteza borei poate ajunge la 40 și chiar 60 m/s, în timp ce temperatura aerului scade la minus 20°C. Bora apare cel mai des între septembrie și martie, în medie 45 de zile pe an. Uneori, consecințele lui au fost următoarele: portul a înghețat, navele, clădirile, terasamentul au fost acoperiți cu gheață, acoperișurile au fost rupte de case, vagoanele s-au răsturnat, corăbiile au fost aruncate la țărm. Bora este observată și în alte regiuni ale Rusiei - pe Baikal, pe Novaia Zemlya. Bora este cunoscută pe coasta mediteraneană a Franței (unde se numește mistral) și în Golful Mexic.

Uneori în atmosferă apar vârtejuri verticale cu mișcare rapidă a aerului în spirală. Aceste vârtejuri se numesc tornade (în America se numesc tornade). Tornadele au diametrul de câteva zeci de metri, uneori până la 100–150 m. Este extrem de dificil să măsurați viteza aerului în interiorul unei tornade. În funcție de natura pagubelor produse de tornadă, vitezele estimate pot fi de 50–100 m/s, iar în turbioare deosebit de puternice, până la 200–250 m/s cu o componentă mare de viteză verticală. Presiunea din centrul coloanei tornadei ascendente scade cu câteva zeci de milibari. Milibarii pentru determinarea presiunii sunt de obicei utilizați în practica sinoptică (împreună cu milimetrii de mercur). Pentru a converti bare (milibari) în mm. coloană de mercur, există tabele speciale. În sistemul SI, presiunea atmosferică este măsurată în hectopascali. 1hPa=10 2 Pa=1mb=10 -3 bar.

Tornadele există pentru o perioadă scurtă de timp - de la câteva minute la câteva ore. Dar pentru asta puțin timp reusesc sa faca multe necazuri. Când o tornadă se apropie (pe uscat, tornadele sunt uneori numite cheaguri de sânge) de clădiri, diferența dintre presiunea din interiorul clădirii și din centrul cheagului de sânge duce la faptul că clădirile par să explodeze din interior - pereții sunt distruse, ferestrele și ramele zboară afară, acoperișurile sunt rupte, uneori nu se poate lipsi de victime umane. Există momente când o tornadă ridică oameni, animale și diverse obiecte în aer și le transportă la zeci sau chiar sute de metri. În mișcarea lor, tornadele se deplasează la câteva zeci de kilometri deasupra mării și chiar mai mult - pe uscat. Puterea distructivă a tornadelor asupra mării este mai mică decât asupra pământului. În Europa, cheagurile de sânge sunt rare, mai des apar în partea asiatică a Rusiei. Dar tornadele sunt deosebit de frecvente și distructive în Statele Unite. Citiți mai multe despre tornade și tornade pe site-ul nostru în secțiunea.

Presiunea atmosferică este foarte variabilă. Depinde de înălțimea coloanei de aer, densitatea acesteia și de accelerația gravitației, care variază în funcție de latitudinea geografică și înălțimea deasupra nivelului mării. Densitatea aerului este masa pe unitatea de volum. Densitatea aerului umed și uscat diferă semnificativ doar la temperatură ridicată și umiditate ridicată. Pe măsură ce temperatura scade, densitatea crește; odată cu înălțimea, densitatea aerului scade mai lent decât presiunea. Densitatea aerului nu este de obicei măsurată direct, ci calculată din ecuații bazate pe valorile măsurate ale temperaturii și presiunii. Indirect, densitatea aerului este măsurată prin decelerația sateliților artificiali de pe Pământ, precum și din observațiile răspândirii norilor artificiali de vapori de sodiu creați de rachetele meteorologice.

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

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

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

Secțiune verticală a suprafețelor izobare deasupra ciclonului (H) și anticiclonului (B).
Suprafețele sunt desenate prin intervale egale de presiune p.

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

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

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

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

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

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

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

Prin ciclon se înțelege un vârtej imens în stratul inferior al atmosferei, având o presiune atmosferică redusă în centru și o mișcare ascendentă a maselor de aer. Într-un ciclon, presiunea crește de la centru spre periferie, iar aerul se mișcă în sens invers acelor de ceasornic în emisfera nordică și în sensul acelor de ceasornic în emisfera sudica. Mișcarea în sus a aerului duce la formarea de nori și precipitații. Din spațiu, ciclonii arată ca niște spirale de nori învolburate în latitudini temperate.

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

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

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

În ianuarie în părţile de nord ale Atlanticului şi Oceanul Pacific zone de joasă presiune, numite islandezȘi depresiunile aleutinelor. depresie, sau minime de presiune, sunt caracterizate prin valori minime ale presiunii - în medie, aproximativ 995 hPa.

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

Se observă depresiuni în zonele în care apar frecvent cicloni, care, pe măsură ce se deplasează spre est și nord-est, treptat se umplu și lasă loc anticiclonilor. Anticiclonii asiatici și canadieni apar datorită prezenței la aceste latitudini a vastelor continente Eurasia și America de Nord. În aceste zone, anticiclonii predomină asupra cicloanilor în timpul iernii.

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

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

În latitudinile subtropicale, circulația atmosferei este diferită peste oceane și în zonele în care se întâlnesc continentele și oceanele. Deasupra oceanelor Atlantic și Pacific, în subtropicele ambelor emisfere, există zone de înaltă presiune: acestea sunt anticiclonii subtropicali Azore și Atlanticul de Sud (sau minimele barice) în Atlantic și anticiclonii subtropicali hawaiani și Pacificului de Sud din Oceanul Pacific.

Regiunea ecuatorială primește în mod constant cea mai mare cantitate de căldură solară. Prin urmare, la latitudinile ecuatoriale (până la 10 ° latitudine nordică și sudică de-a lungul ecuatorului) în timpul pe tot parcursul anului se menține presiunea atmosferică scăzută, iar la latitudini tropicale, în banda 30–40 ° N. și y.sh. - crescut, în urma căruia se formează fluxuri constante de aer, direcționate de la tropice către ecuator. Acești curenți de aer se numesc alizee. Vânturile alizee bat pe tot parcursul anului, modificându-și intensitatea doar în limite nesemnificative. Acestea sunt cele mai stabile vânturi de pe Pământ. Forța gradientului baric orizontal direcționează fluxurile de aer din zonele de înaltă presiune către zonele de joasă presiune în direcția meridională, adică. sud și nord. Notă: Gradientul baric orizontal este diferența de presiune pe unitate de distanță de-a lungul normalei la izobară.

Dar direcția meridională a alizeelor ​​se schimbă sub acțiunea a două forțe de inerție - forța de deviere a rotației Pământului (forța Coriolis) și forța centrifugă, precum și sub acțiunea forței de frecare a aerului pe suprafața pământului. Forța Coriolis acționează asupra fiecărui corp care se deplasează de-a lungul meridianului. Lăsați 1 kg de aer în emisfera nordică să fie situat la latitudine µ și începe să se miște cu o viteză V de-a lungul meridianului spre nord. Acest kilogram de aer, ca orice corp de pe Pământ, are o viteză liniară de rotație U=ωr, Unde ω este viteza unghiulară de rotație a Pământului și r este distanța până la axa de rotație. Conform legii inerției, acest kilogram de aer își va menține viteza liniară U, pe care o avea la latitudine µ . Deplasându-se spre nord, se va găsi la latitudini mai mari, unde raza de rotație este mai mică și viteza liniară a rotației Pământului este mai mică. Astfel, acest corp va depăși corpurile nemișcate situate pe același meridian, dar la latitudini mai mari.

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

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

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

În zona ecuatorială, viteza liniară de rotație a Pământului este cea mai mare, respectiv, aici forța Coriolis este cea mai mare. Prin urmare, în zona tropicală a emisferei nordice, alizeele bat aproape întotdeauna din nord-est, iar în emisfera sudică - din sud-est.

Presiunea scăzută în zona ecuatorială se observă în mod constant, iarna și vara. Se numește banda de joasă presiune care înconjoară întregul glob la ecuator jgheab ecuatorial.

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

Mișcările în ascensiune ale aerului tropical umed duc la formarea unui strat puternic de nori cumulonimbus lungi de 100–200 km, din care cad averse tropicale. Astfel, se dovedește că zona de convergență intratropicală devine locul în care se revarsă ploile din aburii colectați de alizeele peste oceane.

Așa de simplificat, arată schematic ca o imagine a circulației atmosferei în zona ecuatorială a Pământului.

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

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

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

Multe țări tropicale din Asia de Sud primesc umiditate adusă sub formă de ploi abundente de musonul tropical de vară.

Orice vânturi sunt rezultatul interacțiunii diferiților factori fizici care apar în atmosferă pe anumite zone geografice. Vânturile locale sunt brize. Apar lângă coasta mărilor și oceanelor și au o schimbare zilnică de direcție: ziua suflă de la mare la uscat, iar noaptea de la pământ la mare. Acest fenomen se explică prin diferența de temperaturi peste mare și uscat în diferite momente ale zilei. Capacitatea termică a pământului și a mării este diferită. În timpul zilei pe vreme caldă, razele soarelui încălzesc pământul mai repede decât marea, iar presiunea asupra pământului scade. Aerul începe să se miște în direcția presiunii mai scăzute - suflare briza marii. Seara, totul se întâmplă invers. Pământul și aerul de deasupra lui radiază căldură mai repede decât marea, presiunea devine mai mare decât peste mare, iar masele de aer se îndreaptă spre mare - suflând briza de coastă. Adierele sunt deosebit de distincte pe vremea calmă, însorită, când nimic nu le interferează, de exemplu. alți curenți de aer nu se suprapun, care îneacă ușor briza. Viteza brizei este rareori mai mare de 5 m/s, dar la tropice, unde diferența de temperatură dintre suprafața mării și cele terestre este semnificativă, brizele bat uneori cu o viteză de 10 m/s. În latitudinile temperate, briza pătrunde cu adâncimea de 25–30 km în teritoriu.

Brizele, de fapt, sunt aceleași musoni, doar la scară mai mică - au un ciclu zilnic și schimbarea direcției depinde de schimbarea zilei și a nopții, în timp ce musonii au un ciclu anual și își schimbă direcția în funcție de perioada anului.

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

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

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

Pescarii au numit în mod ironic acest curent cald El Nino, care înseamnă „cadoul de Crăciun” (din spaniolul el ninjo - bebeluș, băiat). Dar dorim să subliniem nu percepția emoțională a pescarilor din Chile și Peru asupra acestui fenomen, ci cauza fizică a acestuia. Cert este că creșterea temperaturii apei în largul coastei Americii de Sud este cauzată nu numai de un curent cald. Schimbările în situația generală în sistemul „ocean-atmosferă” în vastele întinderi ale Oceanului Pacific sunt introduse și de procesul atmosferic, numit „ Oscilația sudică". Acest proces, interacționând cu curenții, determină totul fenomene fizice care apar la tropice. Toate acestea confirmă faptul că circulația maselor de aer în atmosferă, în special pe suprafața Oceanului Mondial, este un proces complex, multidimensional. Dar cu toată complexitatea, mobilitatea și variabilitatea curenților de aer, există încă anumite modele, datorită cărora, în anumite regiuni ale Pământului, principalele procese de circulație atmosferică la scară largă, precum și locale, se repetă de la an la an.

În încheierea capitolului, dăm câteva exemple de utilizare a energiei eoliene. Oamenii folosesc energia eoliană din timpuri imemoriale, de când au învățat să navigheze pe mare. Apoi au fost morile de vânt, iar mai târziu - motoare eoliene - surse de energie electrică. Vântul este o sursă eternă de energie, ale cărei rezerve sunt incalculabile. Din păcate, utilizarea vântului ca sursă de energie electrică este foarte dificilă din cauza variabilității vitezei și direcției acestuia. Cu toate acestea, cu ajutorul turbinelor eoliene, a devenit posibilă utilizarea energiei eoliene destul de eficient. Lamele unei mori de vânt o fac aproape întotdeauna să „țină nasul” în vânt. Când vântul are suficientă putere, curentul merge direct către consumatori: pentru iluminat, pentru unități frigorifice, pentru diverse dispozitive și pentru încărcarea bateriilor. Când vântul se potolește, bateriile transferă electricitatea acumulată în rețea.

La stațiile științifice din Arctica și Antarctica, electricitatea de la turbinele eoliene furnizează lumină și căldură, asigură funcționarea posturilor de radio și a altor consumatori de energie electrică. Desigur, la fiecare stație științifică există generatoare diesel, pentru care trebuie să aveți o aprovizionare constantă cu combustibil.

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

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

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

Peruvienii folosesc aceste plute de mii de ani, chiar înainte de Imperiul Inca. Thor Heyerdahl a legat în 1947 o plută de bușteni mari de balsa și a numit-o „Kon-Tiki”, ceea ce înseamnă Sun-Tiki - zeitatea strămoșilor polinezienilor. Luând cinci aventurieri la bordul plutei sale, a pornit din Callao (Peru) către Polinezia. La începutul călătoriei, pluta transporta curentul peruvian și alizeul de sud-est, iar apoi alizeul de est al Oceanului Pacific s-a pus pe treabă, care timp de aproape trei luni fără întrerupere a suflat regulat spre vest și după 101 zile. , Kon-Tiki a ajuns cu bine pe una dintre insulele arhipelagului Tuamotu (acum Polinezia Franceză).

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

Împreună cu un grup de sateliți cu gânduri asemănătoare, a făcut două călătorii pe bărci de papirus „Ra-1” și „Ra-2”. Prima barcă („Ra-1”) s-a prăbușit înainte de a ajunge pe coasta americană pe câteva zeci de kilometri. Echipajul era în pericol grav, dar totul a ieșit bine. Barca pentru a doua călătorie („Ra-2”) a fost tricotată de „specialiști elita societății" - Indieni din Anzii Centrali. Părăsind portul Safi (Maroc), barca cu papirus „Ra-2” după 56 de zile a traversat Oceanul Atlantic și a ajuns pe insula Barbados (la aproximativ 300-350 km de coasta Venezuelei), depășind 6100 km din drum. . La început, alizeul de nord-est a condus barca, iar pornind de la mijlocul oceanului, alizeul de est.

Natura științifică a celei de-a doua ipoteze a lui Heyerdahl a fost dovedită. S-a dovedit însă și altceva: în ciuda rezultatului reușit al călătoriei, o barcă legată de mănunchiuri de papirus, stuf, stuf sau alte plante acvatice nu este potrivită pentru înotul în ocean. Un astfel de „material de construcții navale” nu trebuie folosit, așa cum se udă repede și se scufundă în apă. Ei bine, dacă încă mai există amatori care sunt obsedați de dorința de a înota peste ocean cu niște ambarcațiuni exotice, atunci lăsați-i să aibă în vedere că o plută din lemn de balsa este mai de încredere decât o barcă de papirus și, de asemenea, că o astfel de călătorie este întotdeauna si in orice caz periculos.

© Vladimir Kalanov,
"Cunoașterea este putere"

Atmosfera nu este uniformă. În compoziția sa, mai ales în apropierea suprafeței pământului, se pot distinge mase de aer.

Masele de aer sunt volume mari separate de aer care au anumite proprietăți comune(temperatură, umiditate, transparență etc.) și mișcarea în ansamblu. Cu toate acestea, în cadrul acestui volum, vânturile pot fi diferite. Proprietățile masei de aer sunt determinate de regiunea de formare a acesteia. Le dobândește în procesul de contact cu suprafața subiacentă, peste care se formează sau persistă. Masele de aer au proprietăți diferite. De exemplu, aerul din Arctica are temperaturi scăzute, în timp ce aerul de la tropice are temperaturi ridicate în toate anotimpurile anului, aerul Atlanticului de Nord diferă semnificativ de aerul continentului eurasiatic. Dimensiunile orizontale ale maselor de aer sunt enorme, sunt proporționale cu continentele și oceanele sau ale acestora piese mari. Există tipuri principale (zonale) de mase de aer formate în curele cu diferite presiune atmosferică: arctic (antarctic), temperat (polar), tropical și ecuatorial. Masele de aer zonale sunt împărțite în maritim și continental - în funcție de natura suprafeței subiacente în zona formării lor.

Aerul arctic se formează peste Oceanul Arctic, iar iarna și peste nordul Eurasiei și al Americii de Nord. Aerul se caracterizează prin temperatură scăzută, conținut scăzut de umiditate, vizibilitate bună și stabilitate. Incursiunile lui în latitudini temperate provoacă o răcire semnificativă și bruscă și provoacă în mare parte vreme senină și ușor înnorată. Aerul arctic este împărțit în următoarele soiuri.

Aerul arctic maritim (mAv) - format în Arctica europeană mai caldă, fără gheață, cu temperatură mai mare și conținut de umiditate mai mare. Incursiunile sale pe continent în timpul iernii provoacă încălzire.

Aerul arctic continental (cAv) - s-a format peste Arctica înghețată Centrală și de Est și coasta de nord continente (iarna). Aerul este foarte temperaturi scăzute, conținut scăzut de umiditate. Invazia KAV-ului pe continent provoacă o răcire puternică pe vreme senină și vizibilitate bună.

Un analog al aerului arctic din emisfera sudică este aerul antarctic, dar influența sa se extinde în principal la suprafețele mării adiacente, mai rar la vârful sudic al Americii de Sud.

Aer moderat (polar). Acesta este aerul latitudinilor temperate. Are și două subtipuri. Aerul temperat continental (CW), care se formează pe suprafețele vaste ale continentelor. Iarna este foarte rece și stabilă, vremea este de obicei senină cu înghețuri dure. Vara, se încălzește foarte mult, în el apar curenți ascendente, se formează nori, plouă adesea, se observă furtuni. Aerul marin temperat (MOA) se formează la latitudinile mijlocii deasupra oceanelor și este transportat pe continente de vânturile de vest și de cicloni. Se caracterizează prin umiditate ridicată și temperaturi moderate. Iarna, MUW aduce vreme înnorată, precipitații abundente și temperaturi mai ridicate (dezgheț). Vara aduce si mult innorare, ploi; temperatura scade pe măsură ce intră.

Aerul temperat pătrunde în latitudinile polare, subtropicale și tropicale.

Aerul tropical se formează la latitudini tropicale și subtropicale, iar vara - în regiunile continentale din sudul latitudinilor temperate. Există două subtipuri de aer tropical. Aerul tropical continental (cT) se formează pe uscat, caracterizat prin temperaturi ridicate, uscăciune și praf. Aerul marin tropical (mTw) se formează peste zone tropicale (zone oceanice tropicale), caracterizate prin temperatură și umiditate ridicate.

Aerul tropical pătrunde în latitudinile temperate și ecuatoriale.

Aerul ecuatorial se formează în zona ecuatorială din aer tropical adus de alizeele. Se caracterizează prin temperaturi ridicate și umiditate ridicată pe tot parcursul anului. În plus, aceste calități sunt păstrate atât pe uscat, cât și pe mare, prin urmare, aerul ecuatorial nu este împărțit în subtipuri marine și continentale.

Masele de aer sunt în continuă mișcare. Mai mult, dacă masele de aer se deplasează la latitudini mai mari sau pe o suprafață mai rece, se numesc calde, deoarece aduc încălzire. Masele de aer care se deplasează la latitudini inferioare sau pe o suprafață mai caldă se numesc mase de aer rece. Aduc răceală.

Trecând în alte zone geografice, masele de aer își schimbă treptat proprietățile, în primul rând temperatura și umiditatea, adică. trece în alte tipuri de mase de aer. Procesul de transformare a maselor de aer de la un tip la altul sub influența condițiilor locale se numește transformare. De exemplu, aerul tropical, pătrunzând spre ecuator și în latitudini temperate, se transformă în aer ecuatorial și, respectiv, temperat. Aerul marin temperat, odată ajuns în adâncurile continentelor, se răcește iarna, iar vara se încălzește și se usucă mereu, transformându-se în aer continental temperat.

Toate masele de aer sunt interconectate în procesul mișcării lor constante, în acest proces circulatie generala troposfera.

În atmosferă, acestea sunt căderi de presiune în straturile atmosferei, dintre care există mai multe deasupra pământului. În partea de jos, se simte cea mai mare densitate și saturație cu oxigen. Când o substanță gazoasă se ridică ca urmare a încălzirii, mai jos are loc o rarefacție, care tinde să fie umplută cu straturi învecinate. Așadar, vânturile și uraganele apar din cauza diferențelor de temperatură pe timp de zi și de seară.

De ce este nevoie de vânt?

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

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

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

Cum se formează vântul?

Principalul motiv al mișcării aerului în atmosferă este deplasarea straturilor sub influența temperaturii. Procesul fizic este asociat cu proprietățile gazelor: își schimbă volumul, se dilată când sunt încălzite și se contractă când sunt reci.

Motivul principal și suplimentar pentru mișcarea aerului în atmosferă:

• Schimbările de temperatură sub influența soarelui sunt inegale. Acest lucru se datorează formei planetei (sub formă de sferă). Unele părți ale Pământului se încălzesc mai puțin, altele mai mult. Se creează o diferență de presiune atmosferică.
• Erupția vulcanică crește dramatic temperatura aerului.
• Încălzirea atmosferei ca urmare a activității umane: vaporii de la mașini și industrie cresc temperatura de pe planetă.
• Oceanele și mările răcite fac ca aerul să se miște noaptea.
• Explozia unei bombe atomice provoacă o rarefacție în atmosferă.

Mecanismul de mișcare a straturilor gazoase de pe planetă

Motivul mișcării aerului în atmosferă este temperatura neuniformă. Straturile încălzite de la suprafața Pământului se ridică în sus, unde densitatea substanței gazoase crește. Începe un proces haotic de redistribuire a maselor - vântul. Căldura este emisă treptat către moleculele învecinate, ceea ce le duce, de asemenea, în mișcare oscilator-translațională.

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

• Mișcarea de rotație și de translație a Pământului în jurul Soarelui.
• Denivelări inevitabile ale părților încălzite ale planetei.
• Activitățile ființelor vii afectează direct starea întregului ecosistem.

Pentru ca vântul să dispară complet, este necesar să opriți planeta, să îndepărtați toată viața de la suprafață și să o ascundeți în umbra Soarelui. O astfel de stare poate apărea odată cu moartea completă a Pământului, dar prognozele oamenilor de știință sunt încă reconfortante: acest lucru este așteptat de omenire peste milioane de ani.

vânt maritim puternic

Mișcarea mai puternică a aerului în atmosferă se observă pe coaste. Acest lucru se datorează încălzirii neuniforme a solului și a apei. Râuri, mări, lacuri, oceane mai puțin încălzite. Solul se încălzește instantaneu, degajând căldură substanței gazoase de deasupra suprafeței.

Aerul încălzit se repedează brusc, iar rarefacția rezultată tinde să se umple. Și deoarece densitatea aerului deasupra apei este mai mare, se formează spre coastă. Acest efect este resimțit mai ales în țările fierbinți în timpul zilei. Noaptea, întregul proces se schimbă, există deja o mișcare a aerului spre mare - o briză de noapte.

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

Cum este determinat vântul?

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

Puteți verifica toate procesele instalând giruete sau, mai simplu, steaguri care sunt sensibile la fluxul de aer. Forma plată a unui dispozitiv care se rotește liber nu îi permite să fie peste vânt. Încearcă să se rotească în direcția de mișcare a substanței gazoase.

Adesea vântul este simțit de corp, prin nori, prin fum. șemineu. Este dificil să-i observați curgerile slabe, pentru aceasta trebuie să vă udați degetul, acesta va îngheța din partea de vânt. De asemenea, puteți folosi o bucată ușoară de pânză sau un balon umplut cu heliu, astfel încât steagul să fie ridicat pe catarge.

Putere eoliana

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

• 0 puncte - viteza vântului în calm absolut;
• până la 3 - debit slab sau moderat până la 5 m / s;
• de la 4 la 6 - viteza vântului puternic de aproximativ 12 m / s;
• de la 7 la 9 puncte - se anunță viteza de până la 22 m/s;
• de la 8 la 12 puncte și mai sus - se numește uragan, chiar demolează acoperișurile caselor, clădirile se prăbușesc.

sau tornada?

Mișcarea provoacă curenți mixți de aer. Fluxul care se apropie nu este capabil să depășească bariera densă și se grăbește în sus, pătrunzând în nori. După ce au trecut cheaguri de substanțe gazoase, vântul cade.

Adesea există condiții când există o răsucire a fluxurilor, intensificându-se treptat de vânturile potrivite. Tornada capătă putere, iar viteza vântului este de așa natură încât un tren se poate ridica cu ușurință în atmosferă. America de Nord este lider în numărul de astfel de evenimente pe an. Tornadele provoacă milioane de pierderi pentru populație, ele duc un numar mare de vieți.

Alte opțiuni de generare eoliană

Vânturile puternice pot șterge orice formațiuni de la suprafață, chiar și munții. Singurul tip de motiv non-temperativ pentru mișcarea maselor de aer este unda de explozie. După funcționarea sarcinii atomice, viteza de mișcare a substanței gazoase este de așa natură încât demolează structuri de mai multe tone precum particulele de praf.

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

Condensarea este schimbarea stării unei substanțe din starea gazoasă la lichidă sau solidă. Dar ce este condensarea în mastaba planetei?

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

Viteza ciclului de umiditate în atmosferă

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

Cât timp rămâne o moleculă de vapori în atmosferă?

Deoarece pe Pământ cade în medie 92 de centimetri pe an, prin urmare, umiditatea din atmosferă este reînnoită de 36 de ori, adică de 36 de ori atmosfera este saturată cu umiditate și eliberată de ea. Aceasta înseamnă că o moleculă de vapori de apă rămâne în atmosferă în medie 10 zile.

Calea moleculei de apă

Odată evaporată, o moleculă de vapori de apă se deplasează de obicei pe sute și mii de kilometri până când se condensează și cade pe Pământ cu precipitații. Apa care cade sub formă de ploaie, zăpadă sau grindină la altitudini mai mari Europa de Vest, depășește aproximativ 3000 km de Atlanticul de Nord. Între transformarea apei lichide în abur și precipitațiile de pe Pământ au loc mai multe procese fizice.

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

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

Mișcarea maselor de aer

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

Răcire

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

Gradient adiabatic uscat

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

Gradient adiabatic umed

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

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

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

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

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

De când eram copil, am fost fascinat de mișcările invizibile din jurul nostru: o adiere blândă învolburând frunzele de toamnă într-o curte înghesuită, sau un puternic ciclon de iarnă. Se pare că aceste procese au legi fizice destul de înțelese.

Ce forțe provoacă mișcarea maselor de aer

Aerul cald este mai ușor decât aerul rece - acest principiu simplu poate explica mișcarea aerului pe planetă. Totul începe de la ecuator. Aici, razele soarelui cad pe suprafața Pământului în unghi drept, iar o mică particule de aer ecuatorial primește puțin mai multă căldură decât cele vecine. Această particulă caldă devine mai ușoară decât cele vecine, ceea ce înseamnă că începe să plutească până când își pierde toată căldura și începe să se scufunde din nou. Dar mișcarea descendentă are loc deja în latitudinile treizeci din emisfera nordică sau sudică.

Dacă nu ar exista forțe suplimentare, aerul s-ar muta de la ecuator la poli. Dar nu există una, ci mai multe forțe simultan care fac masele de aer să se miște:

• Puterea de flotabilitate. Când aerul cald se ridică și aerul rece rămâne în jos.
• Forța Coriolis. Vă spun despre asta puțin mai jos.
• Relieful planetei. Combinații de mări și oceane, munți și câmpii.

Forța de deviere a rotației Pământului

Ar fi mai ușor pentru meteorologi dacă planeta noastră nu s-ar roti. Dar ea se învârte! Aceasta generează forța de deviere a rotației Pământului sau forța Coriolis. Datorită mișcării planetei, acea particulă foarte „ușoară” de aer nu este doar deplasată, să zicem, spre nord, ci se deplasează și spre dreapta. Sau este forțat spre sud și deviază spre stânga.

Așa se nasc vânturile constante din direcțiile de vest sau de est. Poate ați auzit de flux Vânturi de Vest sau Roaring Patruzeci? Aceste mișcări constante ale aerului au apărut tocmai din cauza forței Coriolis.

Mări și oceane, munți și câmpii

Relieful aduce confuzia finală. Distribuția pământului și oceanului modifică circulația clasică. Deci, în emisfera sudică, există mult mai puțin pământ decât în ​​nord și nimic nu împiedică aerul să se deplaseze peste suprafața apei în direcția de care are nevoie, nu există munți sau orașe mari, în timp ce Himalaya schimbă radical circulația aerului. în zona lor.