Le carte meteorologiche di meteoblue si basano su 30 anni di modelli meteorologici disponibili per ogni punto della Terra. Forniscono indicazioni utili sui modelli climatici tipici e sulle condizioni meteorologiche previste (temperatura, precipitazioni, soleggiamento o vento). I modelli di dati meteorologici hanno una risoluzione spaziale di circa 30 km di diametro e potrebbero non riprodurre tutti i dati locali condizioni meteo come temporali, venti locali o tornado.
Puoi studiare il clima di qualsiasi area, come la foresta pluviale amazzonica, le savane dell'Africa occidentale, il deserto del Sahara, la tundra siberiana o l'Himalaya.
I dati storici orari di 30 anni relativi a Bombay possono essere attivati acquistando il pacchetto history+. Sarai in grado di scaricare file CSV per parametri meteorologici come temperatura, vento, nuvolosità e precipitazioni relativi a qualsiasi punto del globo. Le ultime 2 settimane di dati passati per Bombay sono disponibili per una valutazione gratuita del pacchetto .
La "media delle massime giornaliere" (linea rossa continua) mostra la temperatura massima di una giornata tipo per ogni mese a Mumbai. Allo stesso modo, la "Temperatura media giornaliera minima" (linea blu continua) indica la temperatura media minima. Giorni caldi e notti fredde (Le linee rosse e blu tratteggiate indicano la temperatura media del giorno più caldo e della notte più fredda di ogni mese per 30 anni. Quando pianifichi la tua vacanza, sarai consapevole della temperatura media e preparato sia per il più caldo che per le notti più fredde i giorni freddi Le impostazioni predefinite non includono le letture della velocità del vento, tuttavia è possibile abilitare questa opzione utilizzando il pulsante sul grafico.
Il grafico delle precipitazioni è utile per le fluttuazioni stagionali, come il clima monsonico in India o il periodo umido in Africa.
Il grafico indica il numero di giorni soleggiati, parzialmente nuvolosi e nebbiosi, nonché i giorni di precipitazioni. I giorni in cui lo strato di nubi non supera il 20% sono considerati soleggiati; Il 20-80% della copertura è considerato parzialmente nuvoloso e oltre l'80% è considerato coperto. Mentre a Reykjavik, la capitale dell'Islanda, il tempo è prevalentemente nuvoloso, Sossusvlei nel deserto del Namib è uno dei luoghi più soleggiati della terra.
Attenzione: nei paesi con clima tropicale, come la Malesia o l'Indonesia, la previsione per il numero di giorni di precipitazioni può essere raddoppiata.
Il grafico della temperatura massima per Bombay mostra per quanti giorni al mese viene raggiunta una determinata temperatura. A Dubai, una delle città più calde del mondo, a luglio la temperatura non scende quasi mai sotto i 40°C. Puoi anche vedere il grafico degli inverni freddi a Mosca, che mostra che solo pochi giorni al mese la temperatura massima raggiunge appena i -10°C.
Il grafico delle precipitazioni per Bombay indica per quanti giorni in un mese viene raggiunta una certa quantità di precipitazioni. Nelle zone con tropicale o clima monsonico, la previsione delle precipitazioni potrebbe essere sottostimata.
Il grafico per Bombay indica quei giorni del mese in cui la velocità del vento raggiunge un certo valore. Un esempio interessante è l'altopiano tibetano, dove i monsoni producono venti lunghi e forti da dicembre ad aprile e correnti d'aria calme da giugno a ottobre.
Le unità di velocità del vento possono essere modificate nella sezione delle preferenze (angolo in alto a destra).
La rosa dei venti per Bombay mostra per quante ore all'anno il vento soffia dalla direzione indicata. Un esempio è un vento da sud-ovest: il vento soffia da sud-ovest (SW) a nord-est (NE). Capo Horn, il punto più meridionale del Sud America, ha un caratteristico forte vento da ovest che ostacola notevolmente il passaggio da est a ovest, soprattutto per le navi a vela.
Dal 2007, meteoblue raccoglie dati meteorologici modello nel suo archivio. Nel 2014 abbiamo iniziato a confrontare i modelli meteorologici con i dati storici dal 1985, elaborando e ottenendo così 30 anni di dati di archivio globale con dati meteorologici orari. Le carte meteorologiche sono i primi set di dati meteorologici simulati disponibili su Internet. La nostra cronologia dei dati meteorologici include dati provenienti da tutto il mondo per qualsiasi periodo di tempo, indipendentemente dalla disponibilità delle stazioni meteorologiche.
I dati sono derivati dal nostro modello meteorologico globale NEMS su un diametro di circa 30 km. Pertanto, non possono riprodurre eventi meteorologici locali minori come cupole termiche, correnti d'aria fredda, temporali e tornado. Per aree e fenomeni che richiedono un alto livello di precisione (come rilascio di energia, assicurazione, ecc.) offriamo modelli con alta risoluzione con dati meteo orari.
Questi dati possono essere utilizzati con licenza Attribution + Non-commercial (BY-NC) Creative Community. Qualsiasi forma è illegale.
Il contenuto dell'articolo
METEOROLOGIA E CLIMATOLOGIA. La meteorologia è la scienza dell'atmosfera terrestre. La climatologia è una branca della meteorologia che studia la dinamica dei cambiamenti nelle caratteristiche medie dell'atmosfera in qualsiasi periodo: una stagione, diversi anni, diversi decenni o per un periodo più lungo. Altri rami della meteorologia sono la meteorologia dinamica (lo studio dei meccanismi fisici dei processi atmosferici), la meteorologia fisica (lo sviluppo di metodi radar e spaziali per lo studio dei fenomeni atmosferici) e la meteorologia sinottica (la scienza dei modelli meteorologici). Queste sezioni si sovrappongono e si completano a vicenda. CLIMA.
Una parte significativa dei meteorologi è impegnata nelle previsioni meteorologiche. Lavorano in organizzazioni governative e militari e società private che forniscono previsioni sull'aviazione, agricoltura, costruzione e flotta, oltre a trasmetterli alla radio e alla televisione. Altri professionisti monitorano i livelli di inquinamento, forniscono consigli, insegnano o fanno ricerca. Nelle osservazioni meteorologiche, nelle previsioni meteorologiche e nella ricerca scientifica, le apparecchiature elettroniche stanno diventando sempre più importanti.
Temperatura, Pressione atmosferica, densità e umidità dell'aria, velocità e direzione del vento sono i principali indicatori dello stato dell'atmosfera e parametri aggiuntivi includono dati sul contenuto di gas come ozono, anidride carbonica, ecc.
Una caratteristica dell'energia interna di un corpo fisico è la temperatura, che sale all'aumentare dell'energia interna dell'ambiente (ad esempio aria, nuvole, ecc.), se il bilancio energetico è positivo. Componenti principali bilancio energetico riscaldano assorbendo la radiazione ultravioletta, visibile e infrarossa; raffreddamento dovuto all'emissione di radiazioni infrarosse; scambio termico con la superficie terrestre; il guadagno o la perdita di energia quando l'acqua condensa o evapora, o quando l'aria si comprime o si espande. La temperatura può essere misurata in gradi Fahrenheit (F), Celsius (C) o Kelvin (K). La temperatura più bassa possibile, 0° Kelvin, è chiamata "zero assoluto". Diverse scale di temperatura sono interconnesse dalle relazioni:
FA = 9/5 DO + 32; C \u003d 5/9 (F - 32) e K \u003d C + 273,16,
dove F, C e K, rispettivamente, indicano la temperatura in gradi Fahrenheit, Celsius e Kelvin. Le scale Fahrenheit e Celsius coincidono nel punto -40°, cioè -40° F = -40° C, che può essere verificato utilizzando le formule sopra. In tutti gli altri casi, i valori di temperatura in gradi Fahrenheit e Celsius saranno diversi. Nella ricerca scientifica si usano comunemente le scale Celsius e Kelvin.
La pressione atmosferica in ogni punto è determinata dalla massa della colonna d'aria sovrastante. Cambia se cambia l'altezza della colonna d'aria sopra un dato punto. La pressione atmosferica a livello del mare è di ca. 10,3 t/mq. Ciò significa che il peso di una colonna d'aria con base orizzontale di 1 metro quadrato al livello del mare è di 10,3 tonnellate.
La densità dell'aria è il rapporto tra la massa d'aria e il volume che occupa. La densità dell'aria aumenta quando viene compressa e diminuisce quando si espande.
Temperatura, pressione e densità dell'aria sono interconnesse dall'equazione di stato. L'aria è in gran parte come un "gas ideale" per il quale, secondo l'equazione di stato, la temperatura (espressa nella scala Kelvin) per la densità divisa per la pressione è una costante.
Secondo la seconda legge di Newton (la legge del moto), i cambiamenti nella velocità e nella direzione del vento sono dovuti alle forze che agiscono nell'atmosfera. Queste sono la forza di gravità che trattiene lo strato d'aria vicino alla superficie terrestre, il gradiente di pressione (la forza diretta da un'area di alta pressione a un'area di bassa pressione) e la forza di Coriolis. La forza di Coriolis colpisce gli uragani e altri eventi meteorologici su larga scala. Più piccola è la loro scala, meno essenziale è per loro questa forza. Ad esempio, la direzione di rotazione di un tornado (tornado) non dipende da esso.
Il vapore acqueo è acqua allo stato gassoso. Se l'aria non è in grado di trattenere più vapore acqueo, entra in uno stato di saturazione e quindi l'acqua dalla superficie aperta smette di evaporare. Il contenuto di vapore acqueo nell'aria satura è strettamente dipendente dalla temperatura e con un aumento di 10 ° C può aumentare non più di due volte.
L'umidità relativa è il rapporto tra il vapore acqueo effettivamente contenuto nell'aria e la quantità di vapore acqueo corrispondente allo stato di saturazione. L'umidità relativa dell'aria vicino alla superficie terrestre è spesso alta al mattino quando fa fresco. All'aumentare della temperatura, l'umidità relativa di solito diminuisce, anche se la quantità di vapore acqueo nell'aria cambia poco. Supponiamo che al mattino a 10°C l'umidità relativa fosse vicina al 100%. Se la temperatura scende durante il giorno, l'acqua comincerà a condensarsi e la rugiada cadrà. Se la temperatura sale, ad esempio fino a 20°C, la rugiada evaporerà, ma l'umidità relativa sarà solo di ca. cinquanta%.
Le nuvole si formano quando il vapore acqueo si condensa nell'atmosfera, sotto forma di gocce d'acqua o cristalli di ghiaccio. La formazione delle nuvole si verifica quando, salendo e raffreddandosi, il vapore acqueo supera il suo punto di saturazione. Man mano che l'aria sale, entra sempre di più negli strati bassa pressione. L'aria non satura si raffredda di circa 10°C ad ogni chilometro in più, se l'aria con un'umidità relativa di ca. Il 50% aumenterà di oltre 1 km, inizierà la formazione delle nuvole. La condensazione si verifica prima alla base della nuvola, che cresce verso l'alto fino a quando l'aria smette di salire e quindi non si raffredda più. In estate, questo processo è facile da vedere sull'esempio di lussureggianti cumuli con una base piatta e una cima che sale e scende insieme al movimento dell'aria. Le nuvole si formano anche nelle zone frontali, quando l'aria calda scivola verso l'alto, passando all'aria fredda, e così facendo si raffredda fino a raggiungere uno stato di saturazione. La nuvolosità si verifica anche nelle zone di bassa pressione con correnti d'aria ascendenti.
La nebbia è una nuvola situata vicino alla superficie terrestre. Spesso scende a terra nelle notti tranquille e serene, quando l'aria è umida e la superficie terrestre si raffredda, irradiando calore nello spazio. La nebbia può anche formarsi quando l'aria calda e umida passa su terra fredda o acqua. Se l'aria fredda è sopra la superficie dell'acqua calda, una nebbia evaporativa appare proprio davanti ai tuoi occhi. Si forma spesso nelle mattine del tardo autunno sui laghi, e poi sembra che l'acqua stia bollendo.
La condensazione è un processo complesso in cui particelle microscopiche di impurità presenti nell'aria (fuliggine, polvere, sale marino) fungono da nuclei di condensazione attorno ai quali si formano le goccioline d'acqua. Gli stessi nuclei sono necessari per il congelamento dell'acqua nell'atmosfera, poiché in molto aria pulita in loro assenza le gocce d'acqua non gelano fino a temperature di ca. –40 ° C. Il nucleo della formazione del ghiaccio è una piccola particella, simile nella struttura a un cristallo di ghiaccio, attorno alla quale si forma un pezzo di ghiaccio. È del tutto naturale che le particelle di ghiaccio nell'aria siano i migliori nuclei di formazione del ghiaccio. Il ruolo di tali nuclei è svolto anche dalle più piccole particelle di argilla, acquistano un significato speciale a temperature inferiori a -10°-15° C. Si crea così una strana situazione: le goccioline d'acqua nell'atmosfera non si congelano quasi mai quando la temperatura passa attraverso 0° C. Per loro il congelamento richiede temperature notevolmente inferiori, soprattutto se l'aria contiene pochi nuclei che formano il ghiaccio. Un modo per stimolare la precipitazione è quello di spruzzare particelle di ioduro d'argento, nuclei di condensazione artificiale, nelle nuvole. Aiutano a congelare minuscole goccioline d'acqua in cristalli di ghiaccio abbastanza pesanti da cadere sotto forma di neve.
La formazione di pioggia o neve è un processo piuttosto complesso. Se i cristalli di ghiaccio all'interno della nuvola sono troppo pesanti per rimanere sospesi nella corrente ascensionale, cadono come neve. Se l'atmosfera inferiore è abbastanza calda, i fiocchi di neve si sciolgono e cadono a terra sotto forma di gocce di pioggia. Anche in estate alle latitudini temperate, le piogge di solito arrivano sotto forma di banchi di ghiaccio. E anche ai tropici, le precipitazioni dei cumulonembi iniziano come particelle di ghiaccio. La prova convincente che esiste il ghiaccio tra le nuvole anche in estate è la grandine.
La pioggia di solito proviene da nuvole "calde", ad es. da nubi con temperature sopra lo zero. Qui ci sono piccole goccioline che trasportano cariche segno opposto, sono attratti e si fondono in gocce più grandi. Possono diventare così grandi da diventare troppo pesanti, non più trattenuti nella nuvola dalle correnti d'aria in aumento e dalla pioggia.
La base del moderno classificazione internazionale clouds è stata fondata nel 1803 dal meteorologo dilettante inglese Luke Howard. In esso per descrivere aspetto esteriore nuvole, vengono usati termini latini: alto - alto, cirrus - cirrus, cumulus - cumulus, nimbus - rain e stratus - layered. Varie combinazioni di questi termini sono utilizzate per denominare le dieci principali forme di nubi: cirri - cirri; cirrocumulo - cirrocumulo; cirrostrato - cirrostrato; altocumulus - Altocumulus; altostrato: alto strato; nimbostrato - nimbostrato; stratocumulo - stratocumulo; strato: a strati; cumulo - cumulo e cumulonembo - cumulonembo. Gli altocumuli e gli altostrati sono più alti dei cumuli e degli strati.
Le nuvole del livello inferiore (stratus, stratocumulus e stratocumulus) sono costituite quasi esclusivamente da acqua, le loro basi si trovano fino a un'altezza di circa 2000 m Le nuvole che strisciano lungo la superficie terrestre sono chiamate nebbia.
Le basi delle nubi di livello intermedio (altocumulus e altostratus) si trovano ad altitudini comprese tra 2000 e 7000 m, queste nubi hanno temperature da 0°C a -25°C e sono spesso un misto di goccioline d'acqua e cristalli di ghiaccio.
Le nuvole del livello superiore (cirri, cirrocumulus e cirrostratus) di solito hanno contorni sfocati, poiché sono costituite da cristalli di ghiaccio. Le loro basi si trovano ad altitudini superiori a 7000 m e la temperatura è inferiore a -25 ° C.
I cumuli e i cumulonembi sono classificati come nuvole a sviluppo verticale e possono andare oltre i limiti di un livello. Ciò è particolarmente vero per i cumulonembi, le cui basi distano solo poche centinaia di metri dalla superficie terrestre e le cime possono raggiungere altezze di 15-18 km. Nella parte inferiore sono fatte di goccioline d'acqua e nella parte superiore sono fatte di cristalli di ghiaccio.
L'antico astronomo greco Ipparco (II secolo a.C.) divideva convenzionalmente la superficie terrestre per paralleli in zone latitudinali che differiscono per l'altezza della posizione di mezzogiorno del Sole nel giorno più lungo dell'anno. Queste zone erano chiamate climi (dal greco klima - pendio, che in origine significava "pendio i raggi del sole"). Sono state così individuate cinque zone climatiche: una calda, due temperate e due fredde, che ne costituivano la base zonizzazione geografica il globo.
Per più di 2000 anni, il termine "clima" è stato usato in questo senso. Ma dopo il 1450, quando i navigatori portoghesi attraversarono l'equatore e tornarono in patria, apparvero nuovi fatti che richiedevano una revisione delle visioni classiche. Tra le informazioni sul mondo, acquisite durante i viaggi degli scopritori, c'erano le caratteristiche climatiche delle zone selezionate, che hanno permesso di ampliare il termine stesso "clima". Le zone climatiche non erano più solo aree della superficie terrestre calcolate matematicamente da dati astronomici (cioè caldo e secco dove il Sole sorge alto, e freddo e umido dove è basso, e quindi riscalda poco). E 'stato trovato che zone climatiche non corrispondono solo a fasce latitudinali, come si pensava in precedenza, ma hanno contorni molto irregolari.
La radiazione solare, la circolazione generale dell'atmosfera, la distribuzione geografica dei continenti e degli oceani e le più grandi morfologie sono i principali fattori che influenzano il clima della terra. La radiazione solare è il fattore più importante formazione del clima e quindi sarà considerato in modo più dettagliato.
In meteorologia, il termine "radiazione" indica la radiazione elettromagnetica, che include luce visibile, radiazione ultravioletta e infrarossa, ma non include la radiazione radioattiva. Ogni oggetto, a seconda della sua temperatura, emette raggi diversi: i corpi meno riscaldati sono principalmente infrarossi, i corpi caldi sono rossi, quelli più caldi sono bianchi (ovvero questi colori prevarranno quando percepiti dalla nostra visione). Anche gli oggetti più caldi emettono raggi blu. Più un oggetto è caldo, più energia luminosa emette.
Nel 1900, il fisico tedesco Max Planck sviluppò una teoria che spiegava il meccanismo della radiazione dai corpi riscaldati. Questa teoria, per la quale fu premiato nel 1918 premio Nobel, divenne uno dei capisaldi della fisica e segnò l'inizio della meccanica quantistica. Ma non tutte le radiazioni luminose vengono emesse da corpi riscaldati. Ci sono altri processi che causano la luminescenza, come la fluorescenza.
Sebbene la temperatura all'interno del Sole sia di milioni di gradi, il colore luce del sole determinato dalla temperatura della sua superficie (circa 6000 ° C). Una lampada a incandescenza elettrica emette raggi luminosi, il cui spettro differisce significativamente dallo spettro della luce solare, poiché la temperatura del filamento nella lampadina va da 2500 ° C a 3300 ° C.
Il tipo predominante di radiazione elettromagnetica da nuvole, alberi o persone è la radiazione infrarossa, che è invisibile all'occhio umano. È la principale via di scambio verticale di energia tra la superficie terrestre, le nuvole e l'atmosfera.
I satelliti meteorologici sono dotati di strumenti speciali che scattano foto raggi infrarossi emesso dentro spazio nuvole e la superficie terrestre. Più fredde della superficie terrestre, le nuvole irradiano meno e quindi appaiono più scure nell'infrarosso rispetto alla terra. Il grande vantaggio della fotografia a infrarossi è che può essere eseguita 24 ore su 24 (dopotutto, le nuvole e la Terra emettono sempre raggi infrarossi).
La quantità di insolazione (incoming radiazione solare) varia nel tempo e da luogo a luogo in base al cambiamento dell'angolo con cui i raggi del sole cadono sulla superficie della Terra: più alto è il Sole sopra di noi, più grande è. I cambiamenti di questo angolo sono determinati principalmente dalla circolazione della Terra attorno al Sole e dalla sua rotazione attorno al suo asse.
non importerebbe molto se l'asse terrestre fosse perpendicolare al piano dell'orbita terrestre. In questo caso, in qualsiasi punto del globo alla stessa ora del giorno, il Sole si alzerebbe alla stessa altezza sopra l'orizzonte e apparirebbero solo piccole fluttuazioni stagionali dell'insolazione dovute a un cambiamento della distanza dalla Terra al Sole . Ma in realtà l'asse terrestre devia dalla perpendicolare al piano dell'orbita di 23° 30º, e per questo motivo l'angolo di incidenza dei raggi solari cambia a seconda della posizione della Terra in orbita.
Ai fini pratici è conveniente considerare che il Sole durante il ciclo annuale si sposta verso nord nel periodo dal 21 dicembre al 21 giugno e verso sud dal 21 giugno al 21 dicembre. A mezzogiorno locale del 21 dicembre, lungo tutto il Tropico Meridionale (23° 30º S), il Sole "sta" direttamente sopra la nostra testa. In questo momento nell'emisfero australe, i raggi del sole cadono con il massimo angolo. Un tale momento nell'emisfero settentrionale si chiama " solstizio d'inverno". Durante l'apparente spostamento verso nord, il Sole attraversa l'equatore celeste il 21 marzo (l'equinozio di primavera). In questo giorno, entrambi gli emisferi ricevono la stessa quantità di radiazione solare. La posizione più settentrionale, 23° 30º N (Tropico settentrionale), il sole raggiunge il 21 giugno. Questo momento, quando i raggi del sole cadono al massimo angolo nell'emisfero settentrionale, è chiamato solstizio d'estate. Il 23 settembre, all'equinozio d'autunno, il Sole attraversa nuovamente l'equatore celeste.
L'inclinazione dell'asse terrestre rispetto al piano dell'orbita terrestre provoca cambiamenti non solo nell'angolo di incidenza dei raggi solari sulla superficie terrestre, ma anche nella durata giornaliera dell'insolazione. Durata dell'equinozio ore diurne su tutta la Terra (ad eccezione dei poli) è di 12 ore, nel periodo dal 21 marzo al 23 settembre nell'emisfero settentrionale supera le 12 ore e dal 23 settembre al 21 marzo è inferiore alle 12 ore. (Circolo polare artico) dal 21 dicembre la notte polare dura 24 ore su 24 e dal 21 giugno la luce del giorno continua per 24 ore. Al Polo Nord, la notte polare si osserva dal 23 settembre al 21 marzo e il giorno polare dal 21 marzo al 23 settembre.
Pertanto, la causa di due distinti cicli di fenomeni atmosferici - annuale, della durata di 365 giorni e 1/4, e giornaliero, di 24 ore - è la rotazione della Terra attorno al Sole e l'inclinazione dell'asse terrestre.
La quantità di radiazione solare al giorno che arriva al confine esterno dell'atmosfera nell'emisfero settentrionale è espressa in watt per metro quadro superficie orizzontale (cioè parallela alla superficie terrestre, non sempre perpendicolare ai raggi solari) e dipende dalla costante solare, dall'angolo di inclinazione dei raggi solari e dalla lunghezza del giorno (Tabella 1).
| Tabella 1. REDDITO DELLA RADIAZIONE SOLARE AL BORDO SUPERIORE DELL'ATMOSFERA (W/m2 al giorno) | ||||||||||
| Latitudine, °N | 0 | 10 | 20 | 30 | 40 | 50 | 60 | 70 | 80 | 90 |
| 21 giugno | 375 | 414 | 443 | 461 | 470 | 467 | 463 | 479 | 501 | 510 |
| 21 dicembre | 399 | 346 | 286 | 218 | 151 | 83 | 23 | 0 | 0 | 0 |
| Valore medio annuo | 403 | 397 | 380 | 352 | 317 | 273 | 222 | 192 | 175 | 167 |
Dalla tabella risulta che il contrasto tra il periodo estivo e quello invernale è sorprendente. Il 21 giugno nell'emisfero settentrionale, il valore dell'insolazione è approssimativamente lo stesso. Il 21 dicembre ci sono differenze significative tra basse e alte latitudini, e questo è il motivo principale per cui la differenziazione climatica di queste latitudini è molto maggiore in inverno che in estate. La macrocircolazione atmosferica, che dipende principalmente dalle differenze di riscaldamento dell'atmosfera, è meglio sviluppata in inverno.
L'ampiezza annuale del flusso di radiazione solare all'equatore è piuttosto piccola, ma aumenta bruscamente verso nord. Pertanto, ceteris paribus, l'ampiezza della temperatura annuale è determinata principalmente dalla latitudine dell'area.
L'intensità dell'insolazione ovunque nel mondo in qualsiasi giorno dell'anno dipende anche dall'ora del giorno. Ciò è dovuto, ovviamente, al fatto che in 24 ore la Terra ruota attorno al proprio asse.
- la frazione di radiazione solare riflessa dall'oggetto (solitamente espressa come percentuale o frazioni di unità). L'albedo della neve appena caduta può raggiungere 0,81, l'albedo delle nuvole, a seconda del tipo e dello spessore verticale, va da 0,17 a 0,81. Albedo di sabbia scura e asciutta - ca. 0.18, foresta verde - da 0.03 a 0.10. L'albedo di grandi aree d'acqua dipende dall'altezza del Sole sopra l'orizzonte: più è alto, più basso è l'albedo.
L'albedo della Terra, insieme all'atmosfera, varia a seconda della copertura nuvolosa e dell'area di copertura nevosa. Di tutta la radiazione solare che entra nel nostro pianeta, ca. 0,34 viene riflesso nello spazio esterno e perso nel sistema Terra-atmosfera.
Circa il 19% della radiazione solare che entra nella Terra viene assorbita dall'atmosfera (secondo stime medie per tutte le latitudini e tutte le stagioni). Negli strati superiori dell'atmosfera la radiazione ultravioletta viene assorbita principalmente da ossigeno e ozono, mentre negli strati inferiori la radiazione rossa e infrarossa (lunghezza d'onda superiore a 630 nm) viene assorbita principalmente dal vapore acqueo e, in misura minore, dall'anidride carbonica .
Circa il 34% della radiazione solare diretta che arriva al limite superiore dell'atmosfera viene riflessa nello spazio esterno e il 47% passa attraverso l'atmosfera e viene assorbito dalla superficie terrestre.
La variazione della quantità di energia assorbita dalla superficie terrestre in funzione della latitudine è mostrata in Tabella. 2 ed espressa attraverso la quantità media annua di energia (in watt) assorbita giornalmente da una superficie orizzontale di 1 mq. La differenza tra l'arrivo medio annuo della radiazione solare al limite superiore dell'atmosfera al giorno e la radiazione che è arrivata sulla superficie terrestre in assenza di nuvolosità a diverse latitudini mostra la sua perdita sotto l'influenza di vari fattori atmosferici (eccetto la nuvolosità) . Queste perdite ammontano generalmente a circa un terzo della radiazione solare in entrata.
| Tabella 2. REDDITO MEDIO ANNUO DELLA RADIAZIONE SOLARE SU UNA SUPERFICIE ORIZZONTALE NELL'EMISFERO NORD (W/m2 al giorno) |
||||||||||
| Latitudine, °N | 0 | 10 | 20 | 30 | 40 | 50 | 60 | 70 | 80 | 90 |
| L'arrivo della radiazione al confine esterno dell'atmosfera | 403 | 397 | 380 | 352 | 317 | 273 | 222 | 192 | 175 | 167 |
| L'arrivo della radiazione sulla superficie terrestre in un cielo limpido | 270 | 267 | 260 | 246 | 221 | 191 | 154 | 131 | 116 | 106 |
| L'arrivo della radiazione sulla superficie terrestre con nuvolosità media | 194 | 203 | 214 | 208 | 170 | 131 | 97 | 76 | 70 | 71 |
| Radiazione assorbita dalla superficie terrestre | 181 | 187 | 193 | 185 | 153 | 119 | 88 | 64 | 45 | 31 |
La differenza tra la quantità di radiazione solare che arriva al limite superiore dell'atmosfera e la quantità del suo arrivo sulla superficie terrestre durante la nuvolosità media, a causa delle perdite di radiazione nell'atmosfera, dipende in modo significativo dalla latitudine geografica: 52% all'equatore, 41% a 30°N. e il 57% a 60° N. Questa è una diretta conseguenza del cambiamento quantitativo della nuvolosità con la latitudine. A causa delle peculiarità della circolazione atmosferica nell'emisfero settentrionale, la quantità di nuvole è minima a una latitudine di ca. 30°. L'influenza delle nuvole è così grande che la massima energia raggiunge la superficie terrestre non all'equatore, ma alle latitudini subtropicali.
La differenza tra la quantità di radiazione che raggiunge la superficie terrestre e la quantità di radiazione assorbita si forma solo a causa dell'albedo, che è particolarmente grande alle alte latitudini ed è dovuta all'elevata riflettività della copertura nevosa e glaciale.
Di tutta l'energia solare utilizzata dal sistema Terra-atmosfera, meno di un terzo viene assorbito direttamente dall'atmosfera e la maggior parte dell'energia che riceve viene riflessa dalla superficie terrestre. La maggior parte dell'energia solare arriva in aree situate a basse latitudini.
Nonostante il continuo afflusso di energia solare nell'atmosfera e sulla superficie terrestre, la temperatura media della terra e dell'atmosfera è abbastanza costante. La ragione di ciò è che quasi la stessa quantità di energia viene emessa dalla Terra e dalla sua atmosfera nello spazio esterno, principalmente sotto forma di radiazione infrarossa, poiché la Terra e la sua atmosfera sono molto più fredde del Sole e solo una piccola frazione è nello spettro visibile. La radiazione infrarossa emessa viene registrata da satelliti meteorologici dotati di apparecchiature speciali. Molte mappe sinottiche satellitari mostrate in televisione sono immagini a infrarossi e riflettono la radiazione termica dalla superficie terrestre e dalle nuvole.
Come risultato di un complesso scambio di energia tra la superficie terrestre, l'atmosfera e lo spazio interplanetario, ciascuna di queste componenti riceve in media tanta energia dalle altre due quanta ne perde. Di conseguenza, né la superficie terrestre né l'atmosfera subiscono alcun aumento o diminuzione di energia.
A causa delle peculiarità della posizione reciproca del Sole e della Terra, le regioni equatoriali e polari, di uguale area, ricevono completamente importo diverso energia solare. Le regioni equatoriali ricevono più energia delle regioni polari e le loro aree acquatiche e la vegetazione assorbono più energia in entrata. Nelle regioni polari, l'albedo delle coperture nevose e ghiacciate è elevato. Sebbene le regioni equatoriali più calde irradino più calore delle regioni polari, il bilancio termico è tale che le regioni polari perdono più energia di quanta ne guadagnano e le regioni equatoriali ricevono più energia di quanta ne perdono. Poiché non c'è né riscaldamento delle regioni equatoriali, né raffreddamento delle regioni polari, è ovvio che per mantenere l'equilibrio termico della Terra, il calore in eccesso deve spostarsi dai tropici ai poli. Questo movimento è il principale forza motrice circolazione atmosferica. L'aria ai tropici si riscalda, salendo ed espandendosi, e fluisce verso i poli ad un'altezza di ca. 19 km. In prossimità dei poli si raffredda, si addensa e sprofonda fino alla superficie terrestre, da dove si diffonde verso l'equatore.
L'aria che sale vicino all'equatore e si dirige verso i poli viene deviata dalla forza di Coriolis. Consideriamo questo processo sull'esempio dell'emisfero settentrionale (la stessa cosa accade nell'emisfero meridionale). Quando ci si sposta verso il polo, l'aria devia verso est e si scopre che proviene da ovest. È così che si formano i venti occidentali. Parte di quest'aria si raffredda mentre si espande e irradia calore, affonda e fluisce dentro direzione inversa, verso l'equatore, deviando a destra e formando un aliseo di nord-est. Parte dell'aria che si muove verso il polo forma un trasporto occidentale alle latitudini temperate. L'aria che scende nella regione polare si sposta verso l'equatore e, deviando verso ovest, forma un trasporto verso est nelle regioni polari. Questo è solo un diagramma schematico della circolazione dell'atmosfera, la cui componente costante sono gli alisei.
Sotto l'influenza della rotazione terrestre, negli strati inferiori dell'atmosfera si formano diverse cinture di vento principali ( vedi foto.).
situato vicino all'equatore, è caratterizzato da venti deboli associati a una zona di convergenza (cioè convergenza dei flussi d'aria) di alisei stabili di sud-est dell'emisfero australe e alisei di nord-est dell'emisfero settentrionale, che hanno creato condizioni sfavorevoli per il movimento dei velieri. Con correnti d'aria convergenti nell'area, l'aria deve salire o scendere. Poiché la superficie della terraferma o dell'oceano ne impedisce l'affondamento, negli strati inferiori dell'atmosfera si verificano inevitabilmente intensi movimenti d'aria ascendenti, facilitati anche dal forte riscaldamento dell'aria dal basso. L'aria che sale si raffredda e il suo contenuto di umidità diminuisce. Pertanto, nubi dense e precipitazioni frequenti sono tipiche di questa zona.
- zone con venti molto deboli, situate tra 30 e 35° N. di latitudine. e y.sh. Questo nome risale probabilmente all'epoca della flotta velica, quando le navi che attraversavano l'Atlantico erano spesso calme o ritardate a causa di venti deboli e variabili. Nel frattempo, l'approvvigionamento idrico si stava esaurendo e gli equipaggi delle navi che trasportavano cavalli nelle Indie occidentali furono costretti a gettarli in mare.
Le latitudini del cavallo si trovano tra le aree degli alisei e il trasporto occidentale prevalente (situato più vicino ai poli) e sono zone di divergenza (cioè divergenza) dei venti nello strato d'aria superficiale. In generale, al loro interno predominano i movimenti d'aria discendenti. abbassamento masse d'ariaÈ accompagnato dal riscaldamento dell'aria e da un aumento della sua capacità di umidità, pertanto queste zone sono caratterizzate da una leggera nuvolosità e da una quantità insignificante di precipitazioni.
situato tra 50 e 55° N. È caratterizzato da venti di tempesta di direzioni variabili associati al passaggio di cicloni. Questa è una zona di convergenza dei venti occidentali prevalenti alle latitudini temperate e dei venti orientali caratteristici delle regioni polari. Come nella zona di convergenza equatoriale, qui prevalgono movimenti d'aria ascendenti, nuvole dense e precipitazioni su vaste aree.
Sotto l'influenza dei cambiamenti nell'arrivo della radiazione solare, la terra si riscalda e si raffredda molto più forte e più velocemente dell'oceano. Ciò è dovuto alle diverse proprietà del suolo e dell'acqua. L'acqua è più trasparente alle radiazioni rispetto al suolo, quindi l'energia viene distribuita in un volume maggiore di acqua e porta a un minore riscaldamento per unità di volume. La miscelazione turbolenta distribuisce il calore nell'oceano superiore a circa 100 m di profondità L'acqua ha una capacità termica maggiore del suolo, quindi per la stessa quantità di calore assorbita dalle stesse masse di acqua e suolo, la temperatura dell'acqua aumenta di meno. Quasi la metà del calore che entra nella superficie dell'acqua viene spesa per l'evaporazione, non per il riscaldamento, e sulla terraferma il terreno si asciuga. Pertanto, la temperatura della superficie dell'oceano durante il giorno e durante l'anno varia molto meno della temperatura della superficie terrestre. Poiché l'atmosfera si riscalda e si raffredda principalmente a causa della radiazione termica della superficie sottostante, le differenze notate si manifestano nelle temperature dell'aria sulla terraferma e sugli oceani.
A seconda che il clima si formi principalmente sotto l'influenza dell'oceano o della terraferma, viene chiamato marittimo o continentale. I climi marittimi sono caratterizzati da escursioni termiche medie annue notevolmente inferiori (inverni più caldi ed estati più fresche) rispetto a quelli continentali.
Le isole nell'oceano aperto (ad esempio Hawaiian, Bermuda, Ascension) hanno un clima marittimo ben definito. Alla periferia dei continenti si possono formare climi di un tipo o dell'altro, a seconda della natura dei venti dominanti. Ad esempio, nella zona di predominanza dei trasporti occidentali, il clima marittimo domina sulle coste occidentali e il clima continentale domina su quelle orientali. Questo è mostrato in Tabella. 3, che confronta le temperature di tre stazioni meteorologiche statunitensi situate approssimativamente alla stessa latitudine nella zona di predominanza dei trasporti occidentali.
Sulla costa occidentale, a San Francisco, il clima è marittimo, con inverni caldi, estati fresche e basse escursioni termiche. A Chicago, nell'entroterra continentale, il clima è nettamente continentale, con inverni freddi, calda estate e un significativo intervallo di temperatura. Il clima della costa orientale, a Boston, non è però molto diverso da quello di Chicago oceano Atlantico ha su di esso un effetto addolcente a causa dei venti che a volte soffiano dal mare (brezze marine).
Il termine "monsone", derivato dall'arabo "mausim" (stagione), significa "vento stagionale". Il nome è stato applicato per la prima volta ai venti nel Mar Arabico che soffiano per sei mesi da nord-est e per i successivi sei mesi da sud-ovest. I monsoni sono più forti nel sud e Asia orientale, così come sulle coste tropicali, quando l'influenza della circolazione generale dell'atmosfera è debolmente espressa e non le sopprime. La costa del Golfo è caratterizzata da monsoni più deboli.
I monsoni sono l'analogo stagionale su larga scala della brezza, un vento diurno che soffia in molte zone costiere alternativamente da terra a mare e da mare a terra. Durante il monsone estivo, la terraferma è più calda dell'oceano e l'aria calda, salendo sopra di essa, si diffonde ai lati nell'atmosfera superiore. Di conseguenza, viene creata una bassa pressione vicino alla superficie, che contribuisce all'afflusso di aria umida dall'oceano. Durante il monsone invernale, la terraferma è più fredda dell'oceano, quindi l'aria fredda scende sulla terraferma e scorre verso l'oceano. Nelle zone a clima monsonico possono svilupparsi anche le brezze, che però coprono solo lo strato superficiale dell'atmosfera e compaiono solo nella fascia costiera.
Il clima monsonico è caratterizzato da un marcato cambiamento stagionale nelle aree da cui provengono le masse d'aria - continentali in inverno e marittime in estate; la predominanza dei venti che soffiano dal mare in estate e da terra in inverno; massime estive di precipitazioni, nuvolosità e umidità.
La vicinanza di Bombay sulla costa occidentale dell'India (circa 20°N) è un classico esempio di clima monsonico. A febbraio, circa il 90% delle volte, vi soffiano venti da nord-est, ea luglio - ca. Il 92% delle volte - rombi sud-ovest. La quantità media di precipitazioni a febbraio è di 2,5 mm e a luglio di 693 mm. Il numero medio di giorni con precipitazioni a febbraio è 0,1 e a luglio - 21. La nuvolosità media a febbraio è del 13%, a luglio dell'88%. L'umidità relativa media è del 71% a febbraio e dell'87% a luglio.
I maggiori ostacoli orografici (montagne) hanno un impatto significativo sul clima terrestre.
Negli strati inferiori dell'atmosfera la temperatura scende di circa 0,65 °C con un aumento ogni 100 m; nelle zone con inverni lunghi la temperatura è leggermente più lenta, soprattutto nello strato inferiore di 300 m, e nelle zone con estati lunghe è un po' più veloce. La relazione più stretta tra temperature medie e altitudine si osserva in montagna. Pertanto, le isoterme delle temperature medie, ad esempio, in regioni come il Colorado, in termini generali, ripetono le linee di contorno delle mappe topografiche.
Quando l'aria si incontra sul suo cammino catena montuosa, deve salire. Allo stesso tempo, l'aria si raffredda, il che porta a una diminuzione della sua capacità di umidità e alla condensazione del vapore acqueo (formazione di nuvole e precipitazioni) sul lato sopravvento delle montagne. Quando l'umidità si condensa, l'aria si riscalda e, raggiungendo il lato sottovento delle montagne, diventa secca e calda. Così, nelle Montagne Rocciose, sorge il vento Chinook.
| Tabella 4. TEMPERATURE ESTREME DEI CONTENITORI OCEANI E DELLE ISOLE | ||||
| Regione | Temperatura massima, °С |
Posto | temperatura minima, °С |
Posto |
| Nord America | 57 | Valle della Morte, California, Stati Uniti | –66 | Nortis, Groenlandia 1 |
| Sud America | 49 | Rivadavia, Argentina | –33 | Sarmiento, Argentina |
| Europa | 50 | Siviglia, Spagna | –55 | Ust-Schugor, Russia |
| Asia | 54 | Tirat Zevi, Israele | –68 | Oymjakon, Russia |
| Africa | 58 | Al Azizia, Libia | –24 | Ifran, Marocco |
| Australia | 53 | Clonecurry, Australia | –22 | Passo Charlotte, Australia |
| Antartide | 14 | Esperanza, Penisola Antartica | –89 | Stazione Vostok, Antartide |
| Oceania | 42 | Tuguegarao, Filippine | –10 | Haleakala, Hawaii, USA |
| 1 continente Nord America la temperatura minima registrata era -63° С (Snug, Yukon, Canada) |
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| Tabella 5. VALORI ESTREMI DELLE PRECITAZIONI MEDIE ANNUE SULLE MATERINS E SULLE ISOLE DELL'OCEANIA | ||||
| Regione | Massimo, mm | Posto | Minimo, mm | Posto |
| Nord America | 6657 | Lago Henderson, Columbia Britannica, Canada | 30 | Batages, Messico |
| Sud America | 8989 | Quibdo, Colombia | Arica, Cile | |
| Europa | 4643 | Crkvice, Jugoslavia | 163 | Astrakan, Russia |
| Asia | 11430 | Cherrapunji, India | 46 | Aden, Yemen |
| Africa | 10277 | Debunja, Camerun | Wadi Halfa, Sudan | |
| Australia | 4554 | Tully, Australia | 104 | Malka, Australia |
| Oceania | 11684 | Waialeale, Hawaii, USA | 226 | Puako, Hawaii, USA |
La massa d'aria è un enorme volume d'aria, le cui proprietà (principalmente temperatura e umidità) si sono formate sotto l'influenza della superficie sottostante in una certa regione e cambiano gradualmente mentre si sposta dalla fonte di formazione in direzione orizzontale.
Le masse d'aria si distinguono principalmente per le caratteristiche termiche delle aree di formazione, ad esempio tropicale e polare. Il movimento delle masse d'aria da un'area all'altra, conservando molte delle loro caratteristiche originarie, può essere tracciato su mappe sinottiche. Ad esempio, l'aria fredda e secca dell'Artico canadese, spostandosi sul territorio degli Stati Uniti, si riscalda lentamente, ma rimane secca. Allo stesso modo, le masse d'aria tropicali calde e umide che si formano sul Golfo del Messico rimangono umide, ma possono riscaldarsi o raffreddarsi a seconda delle proprietà della superficie sottostante. Naturalmente, una tale trasformazione delle masse d'aria si intensifica man mano che cambiano le condizioni incontrate sulla loro strada.
Quando entrano in contatto masse d'aria con proprietà diverse provenienti da centri di formazione distanti, mantengono le loro caratteristiche. La maggior parte del tempo della loro esistenza sono separati da zone di transizione più o meno chiaramente definite, dove la temperatura, l'umidità e la velocità del vento cambiano drasticamente. Quindi le masse d'aria si mescolano, si disperdono e, alla fine, cessano di esistere come corpi separati. Le zone di transizione tra le masse d'aria in movimento sono chiamate "fronti".
passare attraverso le cavità del campo barico, cioè lungo contorni a bassa pressione. Quando si attraversa un fronte, la direzione del vento di solito cambia drasticamente. Nelle masse d'aria polari, il vento può essere da nord-ovest, mentre nelle masse d'aria tropicali può essere da sud. Più brutto tempo installati lungo i fronti e nella regione più fredda vicino al fronte, dove l'aria calda scivola su un cuneo di aria fredda densa e si raffredda. Di conseguenza, si formano le nuvole e le precipitazioni cadono. I cicloni extratropicali a volte si formano lungo il fronte. I fronti si formano anche quando le masse d'aria fredde settentrionali e calde meridionali nella parte centrale del ciclone (aree di bassa pressione atmosferica) entrano in contatto.
Ci sono quattro tipi di fronti. Un fronte stazionario si forma su un confine più o meno stabile tra masse d'aria polari e tropicali. Se l'aria fredda si ritira nello strato superficiale e l'aria calda avanza, si forma un fronte caldo. Di solito, prima dell'avvicinarsi di un fronte caldo, il cielo è coperto, piove o nevica e la temperatura sale gradualmente. Quando passa il fronte, smette di piovere e la temperatura rimane alta. Quando passa un fronte freddo, l'aria fredda avanza e l'aria calda si ritira. Tempo piovoso e ventoso si osserva in una stretta fascia lungo il fronte freddo. Al contrario, un fronte caldo è preceduto da un'ampia zona di nuvolosità e pioggia. Un fronte occluso combina le caratteristiche di entrambi i fronti caldi e freddi ed è solitamente associato a un vecchio ciclone.
I cicloni sono disturbi atmosferici su larga scala in un'area di bassa pressione. Nell'emisfero settentrionale, i venti soffiano in senso antiorario dall'alta alla bassa pressione e in senso orario nell'emisfero meridionale. Nei cicloni delle latitudini temperate, detti extratropicali, si esprime solitamente un fronte freddo, e non sempre è ben visibile un fronte caldo, se esiste. I cicloni extratropicali si formano spesso sottovento alle catene montuose, come sulle pendici orientali delle Montagne Rocciose e lungo le coste orientali del Nord America e dell'Asia. Alle latitudini temperate, la maggior parte delle precipitazioni è associata ai cicloni.
Un anticiclone è un'area ad alta pressione atmosferica. Solitamente associato ad esso bel tempo in cieli sereni o nuvolosi. Nell'emisfero settentrionale, i venti che soffiano dal centro dell'anticiclone deviano in senso orario e nell'emisfero meridionale in senso antiorario. Gli anticicloni sono generalmente più grandi dei cicloni e si muovono più lentamente.
Poiché l'aria si diffonde dal centro alla periferia nell'anticiclone, gli strati d'aria più alti scendono, compensando il suo deflusso. In un ciclone, invece, l'aria spostata dai venti convergenti sale. Poiché sono i movimenti d'aria ascensionali che portano alla formazione delle nubi, la nuvolosità e le precipitazioni sono per lo più limitate ai cicloni, mentre negli anticicloni prevale il tempo sereno o poco nuvoloso.
Cicloni tropicali (uragani, tifoni) nome comune per i cicloni che si formano sugli oceani dei tropici (ad eccezione delle acque fredde dell'Atlantico meridionale e del Pacifico sudorientale) e non contengono masse d'aria contrastanti. I cicloni tropicali si verificano in diverse parti del mondo, di solito colpendo le regioni orientali ed equatoriali dei continenti. Si trovano nell'Atlantico settentrionale meridionale e sudoccidentale (compresi il Mar dei Caraibi e il Golfo del Messico), il Pacifico settentrionale (a ovest della costa messicana, le Isole Filippine e il Mar Cinese), il Golfo del Bengala e il Mar Arabico. , nella parte meridionale dell'Oceano Indiano al largo della costa del Madagascar, al largo della costa nord-occidentale dell'Australia e nell'Oceano Pacifico meridionale - dalla costa dell'Australia a 140 ° W.
Di accordo internazionale, i cicloni tropicali sono classificati in base alla forza del vento. Ci sono depressioni tropicali con velocità del vento fino a 63 km/h, tempeste tropicali (velocità del vento da 64 a 119 km/h) e uragani o tifoni tropicali (velocità del vento oltre 120 km/h).
In alcune regioni del mondo, i cicloni tropicali hanno nomi locali: nel Nord Atlantico e nel Golfo del Messico - uragani (ad Haiti - segretamente); nell'Oceano Pacifico al largo della costa occidentale del Messico - cordonaso, nelle regioni occidentali e più meridionali - tifoni, nelle Filippine - baguyo o baruyo; in Australia - volentieri.
Un ciclone tropicale è enorme vortice atmosferico con un diametro da 100 a 1600 km, accompagnato da forti venti distruttivi, forti piogge e forti ondate (innalzamento del livello del mare dovuto al vento). I cicloni tropicali incipienti si spostano solitamente verso ovest, deviando leggermente verso nord, con velocità di movimento e dimensioni crescenti. Dopo essersi spostato verso il polo, un ciclone tropicale può "girarsi", fondersi nel trasferimento occidentale delle latitudini temperate e iniziare a spostarsi verso est (tuttavia, un tale cambio di direzione del movimento non sempre si verifica).
I venti ciclonici che ruotano in senso antiorario dell'emisfero settentrionale hanno Forza massima in una cintura con un diametro di 30-45 km o più, a partire dall '"occhio del ciclone". La velocità del vento vicino alla superficie terrestre può raggiungere i 240 km/h. Al centro di un ciclone tropicale, di solito c'è un'area senza nuvole con un diametro da 8 a 30 km, chiamata "l'occhio del ciclone", poiché qui il cielo è spesso sereno (o leggermente nuvoloso) e il vento è solitamente molto debole. La zona dei venti distruttivi lungo il percorso del tifone ha una larghezza di 40-800 km. Sviluppandosi e spostandosi, i cicloni coprono distanze di diverse migliaia di chilometri, ad esempio dalla fonte di formazione nel Mar dei Caraibi o nell'Atlantico tropicale alle regioni interne o al Nord Atlantico.
Sebbene i venti di uragano al centro del ciclone raggiungano velocità enormi, l'uragano stesso può muoversi molto lentamente e persino fermarsi per qualche tempo, il che è particolarmente vero per i cicloni tropicali, che di solito si muovono a una velocità non superiore a 24 km / h. Man mano che il ciclone si allontana dai tropici, la sua velocità di solito aumenta e in alcuni casi raggiunge gli 80 km/h o più.
I venti degli uragani possono causare gravi danni. Sebbene siano più deboli che in un tornado, sono comunque in grado di abbattere alberi, ribaltare case, rompere linee elettriche e persino far deragliare treni. Ma la più grande perdita di vite umane è causata dalle inondazioni associate agli uragani. Con il progredire della tempesta, spesso si formano enormi onde e il livello del mare può salire di oltre 2 m in pochi minuti, mentre piccole navi vengono trascinate a riva. Onde giganti distruggono case, strade, ponti e altri edifici situati sulla riva e possono spazzare via anche isole sabbiose di lunga data. La maggior parte degli uragani è accompagnata da piogge torrenziali che inondano i campi e danneggiano i raccolti, spazzano via le strade e demoliscono i ponti e inondano le comunità basse.
Previsioni in miglioramento accompagnate da operativo avvisi di tempesta ha portato a una significativa riduzione del numero di vittime umane. Quando si forma un ciclone tropicale, la frequenza delle trasmissioni di previsione aumenta. La più importante fonte di informazioni sono i rapporti di aerei appositamente attrezzati per le osservazioni dei cicloni. Tali velivoli pattugliano centinaia di chilometri dalla costa, spesso penetrando nel centro di un ciclone per ottenere informazioni accurate sulla sua posizione e movimento.
Le zone costiere più soggette agli uragani sono dotate di installazioni radar per rilevarli. Di conseguenza, la tempesta può essere registrata e tracciata a una distanza massima di 400 km dalla stazione radar.
Un tornado (tornado) è una nuvola a imbuto rotante che si estende fino al suolo dalla base di una nuvola temporalesca. Il suo colore cambia dal grigio al nero. Circa l'80% dei tornado negli Stati Uniti ha una velocità massima del vento di 65-120 km/h e solo l'1% di 320 km/h o più. Un tornado in avvicinamento di solito fa un rumore simile a quello di un treno merci in movimento. Nonostante le loro dimensioni relativamente ridotte, i tornado sono tra i fenomeni di tempesta più pericolosi.
Dal 1961 al 1999, i tornado hanno ucciso una media di 82 persone all'anno negli Stati Uniti. Tuttavia, la probabilità che un tornado passi in questo luogo è estremamente bassa, poiché lunghezza media la sua corsa è piuttosto breve (circa 25 km) e la fascia di copertura è piccola (meno di 400 m di larghezza).
Un tornado ha origine ad altitudini fino a 1000 m sopra la superficie. Alcuni di loro non raggiungono mai il suolo, altri possono toccarlo e rialzarsi. I tornado sono solitamente associati a nuvole temporalesche da cui la grandine cade a terra e possono verificarsi in gruppi di due o più. In questo caso si forma prima un tornado più potente e poi uno o più vortici più deboli.
Per la formazione di un tornado nelle masse d'aria è necessario un netto contrasto di temperatura, umidità, densità e parametri dei flussi d'aria. L'aria fresca e secca da ovest o nord-ovest si sposta verso il caldo e aria umida situato nello strato di terra. Questo è accompagnato da forti venti in una stretta zona di transizione dove avvengono complesse trasformazioni energetiche che possono causare la formazione di vortici. Probabilmente, un tornado si forma solo con una combinazione rigorosamente definita di diversi fattori abbastanza comuni che variano su un'ampia gamma.
I tornado si osservano in tutto il mondo, ma le condizioni più favorevoli per la loro formazione si trovano nelle regioni centrali degli Stati Uniti. La frequenza dei tornado aumenta tipicamente a febbraio in tutti gli stati orientali adiacenti al Golfo del Messico e raggiunge il picco a marzo. In Iowa e Kansas, la loro frequenza più alta si verifica in maggio-giugno. Da luglio a dicembre, il numero di tornado in tutto il paese diminuisce rapidamente. Il numero medio di tornado negli Stati Uniti è di ca. 800 all'anno, di cui la metà in aprile, maggio e giugno. Questa cifra raggiunge i valori più alti in Texas (120 all'anno) e il più basso negli stati nord-orientali e occidentali (1 all'anno).
La distruzione causata dai tornado è terribile. Si verificano sia a causa del vento di grande forza, sia a causa delle grandi cadute di pressione in un'area limitata. Un tornado è in grado di fare a pezzi un edificio e disperderlo nell'aria. I muri possono crollare. La forte diminuzione della pressione fa salire in aria gli oggetti pesanti, anche quelli all'interno degli edifici, come se fossero risucchiati da una gigantesca pompa, ea volte vengono trasportati a distanze considerevoli.
È impossibile prevedere esattamente dove si forma un tornado. Tuttavia, è possibile definire un'area di ca. 50mila mq. km, entro i quali la probabilità di occorrenza dei tornado è piuttosto elevata.
I temporali, o temporali, sono disturbi atmosferici locali associati allo sviluppo di cumulonembi. Tali tempeste sono sempre accompagnate da tuoni e fulmini e di solito forti raffiche di vento e forti piogge. A volte cade la grandine. La maggior parte dei temporali finisce rapidamente e anche i più lunghi raramente durano più di una o due ore.
I temporali si verificano a causa dell'instabilità atmosferica e sono associati principalmente alla miscelazione degli strati d'aria, che tendono a raggiungere una distribuzione della densità più stabile. Le potenti correnti d'aria ascendenti sono una caratteristica distintiva della fase iniziale di un temporale. Forti movimenti verso il basso dell'aria nelle aree di forti precipitazioni sono caratteristici della sua fase finale. Le nuvole temporalesche spesso raggiungono altezze di 12-15 km alle latitudini temperate e anche più alte ai tropici. La loro crescita verticale è limitata dallo stato stazionario della bassa stratosfera.
Una proprietà unica dei temporali è la loro attività elettrica. I fulmini possono verificarsi all'interno di un cumulo in via di sviluppo, tra due nuvole o tra una nuvola e il suolo. Infatti, una scarica di fulmine è quasi sempre costituita da più scariche che passano attraverso lo stesso canale, e passano così velocemente da essere percepite ad occhio nudo come una e la stessa scarica.
Non è ancora del tutto chiaro come avvenga nell'atmosfera la separazione di grandi cariche di segno opposto. La maggior parte dei ricercatori ritiene che questo processo sia associato a differenze nelle dimensioni delle gocce d'acqua liquide e congelate, nonché a correnti d'aria verticali. La carica elettrica di una nuvola temporalesca induce una carica sulla superficie terrestre al di sotto di essa e cariche di segno opposto intorno alla base della nuvola. Nasce un'enorme differenza di potenziale tra le parti di carica opposta della nuvola e la superficie terrestre. Quando raggiunge un valore sufficiente, si verifica una scarica elettrica: un lampo.
Il tuono che accompagna la scarica di un fulmine è causato dall'espansione istantanea dell'aria nel percorso della scarica, che si verifica quando viene improvvisamente riscaldata da un fulmine. Il tuono si sente più spesso come scoppi continui, e non come un singolo colpo, poiché si verifica lungo l'intero canale di scarica del fulmine, e quindi il suono supera la distanza dalla sua sorgente all'osservatore in più fasi.
- "fiumi" serpeggianti di forti venti alle latitudini temperate ad altitudini di 9-12 km (che di solito sono limitati ai voli a lungo raggio di aerei a reazione), che soffiano a velocità talvolta fino a 320 km/h. Un aeroplano che vola in direzione della corrente a getto fa risparmiare molto tempo e carburante. Pertanto, la previsione della propagazione e della forza delle correnti a getto è essenziale per la pianificazione del volo e la navigazione aerea in generale.
Per caratterizzare e studiare molti fenomeni atmosferici, oltre che per prevedere il tempo, è necessario condurre contemporaneamente varie osservazioni in più punti e registrare i dati ottenuti sulle mappe. In meteorologia, il cosiddetto. metodo sinottico.
Sul territorio degli Stati Uniti ogni ora (in alcuni paesi - meno spesso) vengono effettuate osservazioni meteorologiche. La nuvolosità è caratterizzata (densità, altezza e tipo); si prendono le letture dei barometri, alle quali si introducono correzioni per portare i valori ottenuti al livello del mare; la direzione e la velocità del vento sono fisse; si misurano la quantità di precipitazione liquida o solida e la temperatura dell'aria e del suolo (al momento dell'osservazione, massima e minima); viene determinata l'umidità dell'aria; le condizioni di visibilità e tutti gli altri fenomeni atmosferici (ad esempio temporali, nebbia, foschia, ecc.) vengono accuratamente registrati.
Ogni osservatore quindi codifica e trasmette le informazioni utilizzando il Codice meteorologico internazionale. Poiché questa procedura è standardizzata dall'Organizzazione meteorologica mondiale, tali dati possono essere facilmente decifrati in qualsiasi parte del mondo. La codifica richiede ca. 20 minuti, dopo i quali i messaggi vengono trasmessi ai centri di raccolta informazioni e avviene lo scambio internazionale di dati. Quindi i risultati delle osservazioni (sotto forma di numeri e simboli) vengono tracciati su una mappa di contorno, su cui i punti indicano stazioni meteorologiche. Così, il previsore ottiene un'idea di condizioni meteo all'interno di una vasta area geografica. Il quadro generale diventa ancora più chiaro dopo aver collegato i punti in cui la stessa pressione è registrata da linee continue lisce - isobare e tracciare confini tra diverse masse d'aria ( fronti atmosferici). Si distinguono anche le aree con alta o bassa pressione. La mappa diventerà ancora più espressiva se dipingi o ombreggi le aree su cui sono cadute le precipitazioni al momento delle osservazioni.
Le mappe sinottiche dello strato superficiale dell'atmosfera sono uno dei principali strumenti per le previsioni meteorologiche. Il meteorologo confronta una serie di mappe sinottiche in diversi momenti di osservazione e studia la dinamica dei sistemi barici, rilevando i cambiamenti di temperatura e umidità all'interno delle masse d'aria mentre si muovono su vari tipi di superficie sottostante.
Le nuvole sono mosse dalle correnti d'aria, di solito a notevoli altezze sopra la superficie terrestre. Pertanto, è importante per il meteorologo disporre di dati affidabili per molti livelli dell'atmosfera. Sulla base dei dati ottenuti con l'ausilio di palloni meteorologici, aerei e satelliti, vengono compilate mappe meteorologiche per cinque livelli di altitudine. Queste mappe vengono trasmesse ai centri sinottici.
Le previsioni del tempo si basano sulla conoscenza umana e sulle capacità del computer. Tradizionale parte integrale la creazione di una previsione è l'analisi delle mappe che mostrano la struttura dell'atmosfera in orizzontale e in verticale. Sulla base di essi, un meteorologo può valutare lo sviluppo e il movimento degli oggetti sinottici. L'uso di computer nella rete meteorologica facilita notevolmente la previsione di temperatura, pressione e altri elementi meteorologici.
Oltre a un potente computer, le previsioni meteorologiche richiedono un'ampia rete di osservazioni meteorologiche e un apparato matematico affidabile. Le osservazioni dirette forniscono ai modelli matematici i dati necessari per la loro calibrazione.
Una previsione ideale deve essere giustificata sotto tutti gli aspetti. È difficile determinare la causa degli errori nella previsione. I meteorologi considerano giustificata una previsione se il suo errore è inferiore alla previsione del tempo utilizzando uno dei due metodi che non richiedono conoscenze speciali nel campo della meteorologia. Il primo di essi, chiamato inerziale, presuppone che la natura del tempo non cambierà. Il secondo metodo presuppone che le caratteristiche meteorologiche corrispondano alla media mensile per una data data.
La durata del periodo durante il quale la previsione è giustificata (cioè dà un risultato migliore rispetto a uno dei due approcci menzionati) dipende non solo dalla qualità delle osservazioni, dall'apparato matematico, dalla tecnologia informatica, ma anche dalla scala del fenomeno meteorologico previsto . In generale, più grande è l'evento meteorologico, più a lungo può essere previsto. Ad esempio, spesso il grado di sviluppo e il percorso dei cicloni possono essere previsti con diversi giorni di anticipo, ma il comportamento di un particolare cumulo può essere previsto per non più dell'ora successiva. Queste limitazioni sembrano dovute alle caratteristiche dell'atmosfera e non possono ancora essere superate da osservazioni più attente o da equazioni più accurate.
I processi atmosferici si sviluppano in modo caotico. Ciò significa che per la previsione vari fenomeni Sono necessari diversi approcci su diverse scale spaziotemporali, in particolare per prevedere il comportamento di grandi cicloni alle medie latitudini e forti temporali locali, nonché per previsioni a lungo termine. Ad esempio, una previsione della pressione dell'aria per un giorno nello strato superficiale è precisa quasi quanto le misurazioni con l'ausilio di palloni meteorologici, sui quali è stata controllata. E viceversa, è difficile fornire una previsione dettagliata a tre ore del movimento della linea di burrasca - una fascia di intense precipitazioni davanti al fronte freddo e generalmente parallela ad esso, all'interno della quale possono originarsi i tornado. I meteorologi possono identificare solo preliminarmente vaste aree di possibile presenza di linee di burrasca. Quando sono fissati su un'immagine satellitare o utilizzando il radar, i loro progressi possono essere estrapolati solo da una a due ore, quindi è importante portare tempestivamente il bollettino meteorologico alla popolazione. Previsione avversa a breve termine fenomeni meteorologici(burrasche, grandine, tornado, ecc.) è chiamata previsione urgente. Si stanno sviluppando tecniche informatiche per prevedere questi pericolosi fenomeni meteorologici.
Dall'altro, c'è il problema delle previsioni a lungo termine, cioè con più di qualche giorno di anticipo, per cui sono assolutamente necessarie osservazioni del tempo all'interno dell'intero globo, ma anche questo non basta. Poiché la natura turbolenta dell'atmosfera limita la capacità di prevedere il tempo su una vasta area a circa due settimane, le previsioni su periodi più lunghi devono basarsi su fattori che influenzano l'atmosfera in modo prevedibile e saranno essi stessi noti più di due settimane dopo. avanzare. Uno di questi fattori è la temperatura della superficie dell'oceano, che cambia lentamente nel corso di settimane e mesi, influenza i processi sinottici e può essere utilizzata per identificare aree con temperature e precipitazioni anormali.
Il contenuto di anidride carbonica dell'atmosfera terrestre è aumentato di circa il 15% dal 1850 e si prevede che aumenterà quasi della stessa quantità entro il 2015, con ogni probabilità a causa della combustione di combustibili fossili: carbone, petrolio e gas. Si presume che come risultato di questo processo, la media temperatura annuale sul globo aumenterà di circa 0,5°C, e successivamente, nel 21° secolo, diventerà ancora più alta. Effetti il riscaldamento globaleè difficile da prevedere, ma è improbabile che siano favorevoli.
la cui molecola è costituita da tre atomi di ossigeno, si trova principalmente nell'atmosfera. Le osservazioni condotte dalla metà degli anni '70 alla metà degli anni '90 hanno mostrato che la concentrazione di ozono sopra l'Antartide è cambiata in modo significativo: è diminuita in primavera (in ottobre), quando si è formato il cosiddetto ozono. "buco dell'ozono", e poi di nuovo aumentato a un valore normale in estate (a gennaio). Durante il periodo in esame, vi è una chiara tendenza alla diminuzione del contenuto minimo primaverile di ozono in questa regione. Le osservazioni satellitari globali indicano una diminuzione un po' più piccola ma notevole delle concentrazioni di ozono che si verificano ovunque, ad eccezione della zona equatoriale. Si presume che ciò sia accaduto a causa dell'uso diffuso di freon contenenti fluorocloro (freon) nelle unità di refrigerazione e per altri scopi.
Una volta ogni pochi anni, si verifica un riscaldamento estremamente forte nella parte orientale della regione equatoriale dell'Oceano Pacifico. Di solito inizia a dicembre e dura diversi mesi. A causa della vicinanza del tempo al Natale, questo fenomeno è stato chiamato "El Niño", che in spagnolo significa "bambino (Cristo)". I fenomeni atmosferici che l'accompagnano sono stati chiamati Oscillazione australe perché furono osservati per la prima volta nell'emisfero australe. A causa della superficie dell'acqua calda, si osserva un aumento dell'aria convettiva nella parte orientale dell'Oceano Pacifico e non nella parte occidentale, come al solito. Di conseguenza, l'area delle forti piogge si sta spostando dalle regioni occidentali dell'Oceano Pacifico a quelle orientali.
I riferimenti alla siccità in Africa risalgono al storia biblica. Più recentemente, tra la fine degli anni '60 e l'inizio degli anni '70, una siccità nel Sahel, all'estremità meridionale del Sahara, ha ucciso 100.000 persone. La siccità degli anni '80 ha avuto un impatto simile in Africa orientale. Le condizioni climatiche sfavorevoli di queste regioni sono state esacerbate dal pascolo eccessivo, dalla deforestazione e dall'azione militare (come in Somalia negli anni '90).
Gli strumenti meteorologici sono progettati sia per misurazioni urgenti immediate (termometro o barometro per misurare la temperatura o la pressione), sia per la registrazione continua degli stessi elementi nel tempo, solitamente sotto forma di grafico o curva (termografo, barografo). Di seguito sono descritti solo i dispositivi per misurazioni urgenti, ma quasi tutti esistono anche sotto forma di registratori. Essenzialmente, questi sono gli stessi strumenti di misura, ma avendo una penna che traccia una linea su un nastro di carta in movimento.
Nei termometri meteorologici, viene spesso utilizzata la capacità di un liquido racchiuso in un bulbo di vetro di espandersi e contrarsi. Tipicamente, un tubo capillare di vetro termina con un'espansione sferica che funge da serbatoio per il liquido. La sensibilità di un tale termometro è inversamente proporzionale all'area della sezione trasversale del capillare e direttamente proporzionale al volume del serbatoio e alla differenza dei coefficienti di espansione di un dato liquido e vetro. Pertanto, i termometri meteorologici sensibili hanno grandi serbatoi e tubi sottili e i liquidi utilizzati in essi si espandono molto più velocemente con l'aumentare della temperatura rispetto al vetro.
La scelta del liquido per un termometro dipende principalmente dall'intervallo di temperature misurate. Il mercurio viene utilizzato per misurare temperature superiori a -39°C, il suo punto di congelamento. Per temperature più basse si utilizzano composti organici liquidi, come l'alcool etilico.
La precisione del termometro in vetro meteorologico standard testato è ± 0,05 ° C. Il motivo principale dell'errore di un termometro a mercurio è associato a cambiamenti graduali irreversibili nelle proprietà elastiche del vetro. Portano ad una diminuzione del volume del vetro e ad un aumento del punto di riferimento. Inoltre, possono verificarsi errori a seguito di letture errate o per il posizionamento del termometro in un luogo in cui la temperatura non corrisponde alla vera temperatura dell'aria nelle vicinanze della stazione meteorologica.
Gli errori dei termometri ad alcool e a mercurio sono simili. Ulteriori errori possono verificarsi a causa delle forze coesive tra l'alcool e le pareti di vetro del tubo, in modo che quando la temperatura scende rapidamente, una parte del liquido viene trattenuta sulle pareti. Inoltre, l'alcol alla luce ne riduce il volume.
è progettato per determinare la temperatura più bassa per un dato giorno. Per questi scopi viene solitamente utilizzato un termometro ad alcool in vetro. Un puntatore di vetro con rigonfiamenti alle estremità è immerso nell'alcool. Il termometro funziona in posizione orizzontale. Quando la temperatura scende, la colonna dell'alcool arretra trascinando con sé lo spillo, e quando la temperatura sale, l'alcool le scorre attorno senza spostarla, e quindi lo spillo fissa la temperatura minima. Riportare il termometro in condizioni di lavoro inclinando il serbatoio verso l'alto in modo che il perno entri nuovamente in contatto con l'alcool.
utilizzato per determinare la temperatura più alta per un dato giorno. Di solito si tratta di un termometro a mercurio in vetro, simile a uno medico. C'è una strozzatura nel tubo di vetro vicino al serbatoio. Il mercurio viene espulso attraverso questa costrizione durante un aumento della temperatura e, quando si abbassa, la costrizione ne impedisce il deflusso nel serbatoio. Tale termometro è nuovamente preparato per il funzionamento su una speciale installazione rotante.
è costituito da due sottili strisce di metallo, come rame e ferro, che si espandono a vari livelli quando riscaldate. Le loro superfici piatte si adattano perfettamente l'una all'altra. Tale nastro bimetallico è attorcigliato in una spirale, un'estremità della quale è fissata rigidamente. Quando la bobina viene riscaldata o raffreddata, i due metalli si espandono o si contraggono in modo diverso e la bobina si svolge o si attorciglia più stretta. Secondo il puntatore attaccato all'estremità libera della spirale, viene giudicata l'entità di questi cambiamenti. Esempi di termometri bimetallici sono i termometri da ambiente con quadrante rotondo.
Tali termometri includono un dispositivo con un termoelemento a semiconduttore: un termistore o termistore. La termocoppia è caratterizzata da un grande coefficiente di resistenza negativo (cioè la sua resistenza diminuisce rapidamente con l'aumentare della temperatura). I vantaggi del termistore sono l'elevata sensibilità e la rapida risposta alle variazioni di temperatura. La calibrazione del termistore cambia nel tempo. I termistori vengono utilizzati su satelliti meteorologici, palloni aerostatici e sulla maggior parte dei termometri digitali per ambienti.
è un tubo di vetro ca. 90 cm, riempito di mercurio, sigillato ad un'estremità e rovesciato in una tazza di mercurio. Sotto l'influenza della gravità, parte del mercurio fuoriesce dal tubo nella tazza e, a causa della pressione dell'aria sulla superficie della tazza, il mercurio sale attraverso il tubo. Quando si stabilisce l'equilibrio tra queste due forze opposte, l'altezza del mercurio nel tubo sopra la superficie del liquido nel serbatoio corrisponde alla pressione atmosferica. Se la pressione dell'aria aumenta, il livello di mercurio nel tubo aumenta. Altezza media colonna di mercurio in un barometro a livello del mare è di ca. 760 mm.
è costituito da una scatola sigillata da cui l'aria viene parzialmente evacuata. Una delle sue superfici è una membrana elastica. Se la pressione atmosferica aumenta, la membrana si flette verso l'interno; se diminuisce, si flette verso l'esterno. Un puntatore collegato ad esso acquisisce queste modifiche. I barometri aneroidi sono compatti e relativamente economici e vengono utilizzati sia all'interno che su radiosonde meteorologiche standard.
è costituito da due termometri adiacenti: a secco, che misurano la temperatura dell'aria, e a umido, il cui serbatoio è avvolto in un panno (cambrico) inumidito con acqua distillata. L'aria scorre attorno a entrambi i termometri. A causa dell'evaporazione dell'acqua dal tessuto, il bulbo umido di solito legge di più bassa temperatura che secco. Più bassa è l'umidità relativa, maggiore è la differenza nelle letture del termometro. Sulla base di queste letture, l'umidità relativa viene determinata utilizzando apposite tabelle.
misura l'umidità relativa in base ai cambiamenti nella lunghezza di un capello umano. Per rimuovere i grassi naturali, i capelli vengono prima immersi in alcool etilico e poi lavati in acqua distillata. La lunghezza dei capelli preparati in questo modo ha una dipendenza quasi logaritmica umidità relativa nell'intervallo dal 20 al 100%. Il tempo necessario affinché i capelli reagiscano a un cambiamento di umidità dipende dalla temperatura dell'aria (più bassa è la temperatura, più è lunga). In un igrometro a capello, con un aumento o una diminuzione della lunghezza del capello, uno speciale meccanismo sposta il puntatore lungo la scala. Tali igrometri vengono solitamente utilizzati per misurare l'umidità relativa negli ambienti.
L'elemento sensibile di questi igrometri è una lastra di vetro o plastica ricoperta di carbonio o cloruro di litio, la cui resistenza varia con l'umidità relativa. Tali elementi sono comunemente usati nei kit di strumenti per palloni meteorologici. Quando la sonda passa attraverso la nuvola, il dispositivo viene inumidito e le sue letture vengono distorte per un tempo piuttosto lungo (fino a quando la sonda non è fuori dalla nuvola e l'elemento sensibile si asciuga).
La velocità del vento viene solitamente misurata utilizzando un anemometro a coppetta. Questo dispositivo è costituito da tre o più coppe coniche, fissate verticalmente alle estremità di aste metalliche, che si estendono radialmente simmetricamente da un asse verticale. Il vento agisce con la massima forza sulle superfici concave delle coppe e fa girare l'asse. In alcuni tipi di anemometri a coppe, la libera rotazione delle coppe è impedita da un sistema di molle, la cui entità della deformazione determina la velocità del vento.
Negli anemometri a tazza a rotazione libera, la velocità di rotazione, approssimativamente proporzionale alla velocità del vento, viene misurata da un contatore elettrico che segnala quando un certo volume d'aria è fluito intorno all'anemometro. Il segnale elettrico comprende un segnale luminoso e un dispositivo di registrazione presso la stazione meteorologica. Spesso un anemometro a coppetta è accoppiato meccanicamente a un magnete e la tensione o la frequenza della corrente elettrica generata è correlata alla velocità del vento.
con giradischi mulino costituito da una vite in plastica a tre quattro lame montata su un asse magnetico. La vite con l'ausilio di una banderuola, all'interno della quale è posto un magnete, è costantemente diretta contro il vento. Le informazioni sulla direzione del vento vengono inviate tramite canali di telemetria alla stazione di osservazione. La corrente elettrica generata dal magnete varia in modo direttamente proporzionale alla velocità del vento.
La velocità del vento è stimata visivamente dal suo impatto sugli oggetti che circondano l'osservatore. Nel 1805, Francis Beaufort, un marinaio della marina britannica, sviluppò una scala a 12 punti per caratterizzare la forza del vento in mare. Nel 1926 vi furono aggiunte le stime della velocità del vento sulla terraferma. Nel 1955, per distinguere tra venti di uragano forza diversa, la scala è stata ampliata a 17 punti. La versione moderna della scala Beaufort (Tabella 6) consente di stimare la velocità del vento senza l'utilizzo di alcuno strumento.
| Tabella 6. SCALA DI BEAUFORT PER LA DETERMINAZIONE DELLA FORZA DEL VENTO | |||
| Punti | Segni visivi a terra | Velocità del vento, km/h | Termini che definiscono la forza del vento |
| 0 | Con calma; il fumo sale verticalmente | Meno di 1,6 | Calma |
| 1 | La direzione del vento si nota dalla deviazione del fumo, ma non dalla banderuola | 1,6–4,8 | Silenzioso |
| 2 | Il vento si fa sentire sulla pelle del viso; le foglie frusciano; girando ordinarie banderuole | 6,4–11,2 | Luce |
| 3 | Foglie e rametti sono in costante movimento; sventolando bandiere luminose | 12,8–19,2 | Debole |
| 4 | Il vento solleva polvere e carte; rami sottili ondeggiano | 20,8–28,8 | Moderare |
| 5 | Gli alberi frondosi ondeggiano; le increspature appaiono sulla terra | 30,4–38,4 | Fresco |
| 6 | I rami spessi ondeggiano; si sente il fischio del vento nei fili elettrici; difficile tenere un ombrello | 40,0–49,6 | Forte |
| 7 | I tronchi degli alberi ondeggiano; difficile andare controvento | 51,2–60,8 | Forte |
| 8 | I rami degli alberi si rompono; quasi impossibile andare controvento | 62,4–73,6 | Molto forte |
| 9 | Danni minori; il vento strappa cappe di fumo e tegole dai tetti | 75,2–86,4 | Tempesta |
| 10 | Raramente sulla terraferma. Gli alberi vengono sradicati. Ingenti danni agli edifici | 88,0–100,8 | Forte tempesta |
| 11 | È molto raro sulla terraferma. Accompagnato dalla distruzione su una vasta area | 102,4–115,2 | Tempesta violenta |
| 12 | Forte distruzione (I punteggi 13-17 sono stati aggiunti dall'US Weather Bureau nel 1955 e sono utilizzati nelle scale degli Stati Uniti e del Regno Unito) |
116,8–131,2 | Uragano |
| 13 | 132,8–147,2 | ||
| 14 | 148,8–164,8 | ||
| 15 | 166,4–182,4 | ||
| 16 | 184,0–200,0 | ||
| 17 | 201,6–217,6 | ||
Le precipitazioni sono costituite da particelle d'acqua, sia in forma liquida che solida, che giungono dall'atmosfera alla superficie terrestre. Nei pluviometri standard non registranti, l'imbuto ricevente è inserito nel cilindro di misurazione. Il rapporto tra l'area della parte superiore dell'imbuto e la sezione trasversale del cilindro graduato è 10:1, cioè 25 mm di precipitazione corrisponderanno a un segno di 250 mm nel cilindro.
I pluviografi di registrazione - pluviografi - pesano automaticamente l'acqua raccolta o contano quante volte un piccolo recipiente di misurazione viene riempito di acqua piovana e svuotato automaticamente.
Se sono previste precipitazioni sotto forma di neve, l'imbuto e il misurino vengono rimossi e la neve viene raccolta in un secchio di precipitazione. Quando la neve è accompagnata da venti moderati o forti, la quantità di neve che entra nella nave non corrisponde alla quantità effettiva di precipitazioni. L'altezza del manto nevoso viene determinata misurando lo spessore dello strato nevoso all'interno dell'area tipica per l'area data e viene preso il valore medio di almeno tre misurazioni. Per stabilire l'equivalente in acqua nelle aree in cui l'impatto del trasporto di bufera di neve è minimo, un cilindro viene immerso nella massa di neve e viene ritagliata una colonna di neve, che viene sciolta o pesata. La quantità di precipitazioni misurata da un pluviometro dipende dalla sua posizione. Turbolenza flusso d'aria, causata dallo strumento stesso o da ostacoli che lo circondano, porta a sottostimare la quantità di precipitazione che entra nel misurino. Pertanto, il pluviometro va installato su una superficie piana il più lontano possibile da alberi e altri ostacoli. Viene utilizzato uno schermo protettivo per ridurre l'effetto dei vortici creati dallo strumento stesso.
Il modo più semplice per determinare l'altezza di una nuvola è misurare il tempo impiegato da un piccolo pallone rilasciato dalla superficie terrestre per raggiungere la base della nuvola. La sua altezza è uguale al prodotto velocità media sollevando il pallone per tutta la durata del volo.
Un altro modo è osservare un punto di luce formato alla base della nuvola con un raggio del proiettore diretto verticalmente verso l'alto. Da una distanza di ca. A 300 m dal proiettore, viene misurato l'angolo tra la direzione verso questo punto e il raggio del proiettore. L'altezza delle nuvole viene calcolata mediante triangolazione, in modo simile a come vengono misurate le distanze nei rilievi topografici. Il sistema proposto può funzionare automaticamente giorno e notte. Una fotocellula serve per osservare il punto luminoso alla base delle nuvole.
Anche l'altezza delle nuvole viene misurata utilizzando le onde radio - impulsi lunghi 0,86 cm inviati dal radar.L'altezza delle nuvole è determinata dal tempo impiegato da un impulso radio per raggiungere la nuvola e tornare indietro. Poiché le nuvole sono parzialmente trasparenti alle onde radio, questo metodo viene utilizzato per determinare l'altezza degli strati nelle nuvole multistrato.
Il tipo più semplice di pallone meteorologico - il cosiddetto. Un pallone è un piccolo pallone di gomma riempito con idrogeno o elio. Osservando otticamente i cambiamenti dell'azimut e dell'altitudine del pallone, e assumendo che la sua velocità di salita sia costante, è possibile calcolare la velocità e la direzione del vento in funzione dell'altezza sopra la superficie terrestre. Per le osservazioni notturne, alla sfera è attaccata una piccola torcia a batteria.
Una radiosonda meteorologica è un pallone di gomma che trasporta un trasmettitore radio, un termometro a termistore, un barometro aneroide e un igrometro elettrolitico. La radiosonda sale ad una velocità di ca. 300 m/min fino ad un'altezza di ca. 30 km. Durante la risalita, i dati di misurazione vengono continuamente trasmessi alla stazione di lancio. Un'antenna ricevente direzionale sulla Terra traccia l'azimut e l'altitudine della radiosonda, da cui la velocità e la direzione del vento vengono calcolate a varie altezze allo stesso modo delle osservazioni del pallone pilota. Radiosonde e palloncini vengono lanciati da centinaia di località in tutto il mondo due volte al giorno, a mezzogiorno e mezzanotte GMT.
Per la fotografia diurna della copertura nuvolosa, l'illuminazione è fornita dalla luce solare, mentre la radiazione infrarossa emessa da tutti i corpi consente di riprendere sia di giorno che di notte con una speciale fotocamera a infrarossi. Utilizzando fotografie in diverse gamme di radiazioni infrarosse, puoi persino calcolare la temperatura dei singoli strati dell'atmosfera. Le osservazioni satellitari hanno un'alta risoluzione pianificata, ma la loro risoluzione verticale è molto inferiore a quella fornita dalle radiosonde.
Alcuni satelliti, come l'americano TIROS, vengono lanciati in un'orbita polare circolare a un'altitudine di ca. 1000 km. Poiché la Terra ruota attorno al proprio asse, da un tale satellite ogni punto della superficie terrestre è solitamente visibile due volte al giorno.
Di più maggior valore hanno i cosiddetti. satelliti geostazionari che orbitano attorno all'equatore a un'altitudine di ca. 36 mila km. Un tale satellite impiega 24 ore per compiere una rivoluzione completa. Poiché questo tempo è uguale alla lunghezza del giorno, il satellite rimane al di sopra dello stesso punto sull'equatore e offre una visione costante della superficie terrestre. Pertanto, un satellite geostazionario può fotografare ripetutamente la stessa area, registrando i cambiamenti del tempo. Inoltre, le velocità del vento possono essere calcolate dal movimento delle nuvole.
Il segnale inviato dal radar viene riflesso da pioggia, neve o inversione di temperatura e questo segnale riflesso arriva al dispositivo ricevente. Le nuvole di solito non sono visibili su uno schermo radar perché le goccioline che le formano sono troppo piccole per riflettere efficacemente il segnale radio.
Entro la metà degli anni '90, il servizio meteorologico nazionale degli Stati Uniti era stato riattrezzato con radar a effetto Doppler. In impianti di questo tipo, per misurare la velocità di avvicinamento delle particelle riflettenti al radar o di allontanamento da esso, si utilizza il cosiddetto principio. Spostamento Doppler. Pertanto, questi radar possono essere utilizzati per misurare la velocità del vento. Sono particolarmente utili per rilevare i tornado, poiché il vento da un lato del tornado si precipita rapidamente verso il radar e dall'altro si allontana rapidamente da esso. I radar moderni possono rilevare oggetti meteorologici a una distanza massima di 225 km.
Mumbai (Bombay)- una città nella parte occidentale dell'India, il centro dello stato del Maharashtra. Il nome Bombay è stato ufficiale fino al 1995. Mumbai, tradotto dalla lingua Maharati, suona come "madre". L'area della città è di 603,4 km². È la città più popolosa dell'India.
Ci sono tre laghi sul territorio della città: Tulsi, Povai e Vihar; la città stessa si trova alla foce del fiume Ulkhas.
Il rilievo di Mumbai è vario: paludi di mangrovie al confine, costa irregolare frastagliata da baie e numerosi corsi d'acqua. Il terreno vicino al mare è sabbioso, in alcuni punti argilloso e alluvionale. Il territorio di Mumbai appartiene a zone sismicamente pericolose.
Puoi arrivare a Mumbai in aereo all'aeroporto di Chhatrapati Shivaji, che si trova a 28 km dalla città. Rete ferroviaria sviluppata e servizio di autobus.
Mumbai si trova nella zona subequatoriale. Ci sono due stagioni climatiche: secca e umida. Il secco dura da dicembre a maggio, l'umidità in questo periodo è moderata. Gennaio e febbraio sono i mesi più freddi. Temperatura minima registrata: +10 °C.
Da giugno a novembre continua stagione umida. I monsoni più forti vanno da giugno a settembre. La temperatura media in questo momento è di +30 °C. Il periodo migliore per visitare Mumbai va da novembre a febbraio.
La città si sta espandendo verso Salsett Island, e l'area ufficiale della città (dal 1950) si estende da sud a nord, dal forte alla città di Thana. Nella parte settentrionale di Bombay si trova il centro di ricerca nucleare di Trombay, un istituto tecnologico (1961-1966, costruito con l'aiuto dell'URSS), una raffineria di petrolio, un impianto chimico, un impianto di costruzione di macchine e una centrale termica .
La città ha annunciato la costruzione del secondo edificio più alto del mondo, l'India Tower. Questo edificio dovrebbe essere completato entro il 2016.
Mumbai pubblica giornali in inglese (Times of India, Midday, Aftonun, Asia Age, Economic Times, Indian Express), bengalese, tamil, marathi, hindi. La città ha canali televisivi (più di 100 in diverse lingue), stazioni radio (8 stazioni trasmesse in banda FM e 3 in AM).
La città si trova nella zona subequatoriale. Ci sono due stagioni: umida e secca. La stagione delle piogge va da giugno a novembre, le piogge monsoniche particolarmente intense arrivano da giugno a settembre, causando un'elevata umidità in città. La temperatura media è di circa 30 °C, la temperatura oscilla da 11 °C a 38 °C, i bruschi cambiamenti record sono stati nel 1962: 7,4 °C e 43 °C. La quantità di precipitazioni annuali è di 2200 mm. Soprattutto molte precipitazioni caddero nel 1954 - 3451,6 mm. La stagione secca da dicembre a maggio è caratterizzata da un'umidità moderata. A causa della predominanza del freddo vento del nord Gennaio e febbraio sono i mesi più freddi, la minima assoluta in città è stata di +10 gradi.
| Clima di Mumbai | |||||||||||||
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| Indice | gen | febbraio | mar | apr | Maggio | giu | lug | agosto | sen | ottobre | Ma io | dic | Anno |
| Massimo assoluto, °C | 40,0 | 39,1 | 41,3 | 41,0 | 41,0 | 39,0 | 34,0 | 34,0 | 36,0 | 38,9 | 38,3 | 37,8 | 41,3 |
| Tasso di precipitazione, mm | 1 | 0,3 | 0,2 | 1 | 11 | 537 | 719 | 483 | 324 | 73 | 14 | 2 | 2165 |
| Minimo medio, °C | 18,4 | 19,4 | 22,1 | 24,7 | 27,1 | 27,0 | 26,1 | 25,6 | 25,2 | 24,3 | 22,0 | 19,6 | 23,5 |
| Temperatura media, °C | 23,8 | 24,7 | 27,1 | 28,8 | 30,2 | 29,3 | 27,9 | 27,5 | 27,6 | 28,4 | 27,1 | 25,0 | 27,3 |
| Temperatura dell'acqua, °C | 26 | 25 | 26 | 27 | 29 | 29 | 29 | 28 | 28 | 29 | 28 | 26 | 28 |
| Minimo assoluto, °C | 8,9 | 8,5 | 12,7 | 19,0 | 22,5 | 20,0 | 21,2 | 22,0 | 20,0 | 17,2 | 14,4 | 11,3 | 8,5 |
| Massimo medio, °C | 31,1 | 31,4 | 32,8 | 33,2 | 33,6 | 32,3 | 30,3 | 30,0 | 30,8 | 33,4 | 33,6 | 32,3 | 32,1 |
