온대 위도에서 가장 자주 발생하는 이유. 지리학 학생을위한 전 러시아 올림피아드의 학교 단계 (3) - 문서

온대 위도의 서풍은 대기의 압력이 다르기 때문에 발생하는 바람입니다. 대부분 그들은 육지와 바다, 바다의 경계에 형성됩니다. 이름에서 남쪽과 북쪽 위도에서 날아갈 수있는 지역을 결정할 수 있습니다.

그들은 어디에서 형성 할 수 있습니까?

온대 위도의 편서풍은 북위 35도에서 남위 65도 범위에 걸쳐 작용하는 기단의 움직임입니다. 이 경계는 아열대 능선 사이에 위치하며 극전선에서 끝납니다. 바람은 전체 대륙을 덮는 거대한 사이클론과 회오리 바람을 형성합니다.

중위도 서풍은 그들이 만나는 열대성 바람을 약화시키는 온대 저기압의 근원입니다. 그러나 후자는 서풍의 소용돌이 형태로 인해 다시 강화되고 훨씬 더 파괴적입니다. 바람의 세기도 계절에 따라 변합니다.

에 겨울 기간사이클론의 속도가 크게 증가합니다. 온대 위도의 서풍이 우세한 움직임입니다. 기단남반구. 이것은 물기둥으로 덮힌 거대한 공간 때문입니다. 육지를 통과하면 바람이 힘을 잃습니다.

행성의 기후

남반구 온대 위도의 서풍은 지구 전체의 기후에 영향을 미칩니다. 기단의 이동력은 육지와 바다, 바다의 압력 차이로 인해 얼마나 많은 열이나 습도가 변위되는지를 결정합니다. 여름 기간은 기둥에 대한 기압차의 감소로 인해 바람이 덜 불었습니다.

남반구 온대 위도의 서풍은 주변 공기뿐만 아니라 기후에도 영향을 미칩니다. 해류의 방향, 초목의 밀도, 육지와 수중 동물계의 개체 수는 바람의 강도에 따라 달라집니다. 따뜻한 방향과

온대 위도의 서풍은 결코 가라앉지 않습니다. 그들의 행동 영역에서 사이클론의 활동이 증가했지만 행성의 적도 부분에서는 여전히 지배하지 않습니다. 아열대 저기압이 여기에서 상승합니다.

계절

남반구의 온대 위도의 서풍은 남위 60도에서 북반구로 일년 내내 분다. 평균 풍속은 7~13m/s로 기록되었습니다. 종종 이러한 바람은 갑자기 증가하여 파괴적인 허리케인을 일으킵니다. 안전하지 않은 것은 아열대 지방의 겨울철입니다. 엄청난 수의 태풍, 쓰나미가 있습니다.

온대 위도의 서풍은 해안에 수분을 공급하는 동시에 육지 열의 상당 부분을 차지합니다. 공기가 큰 힘으로 해안에서 바다로 이동하면 순환 소용돌이가 수 킬로미터 동안 형성되기 시작합니다. 우주에서 찍은 사진을 보면 태평양과 바다, 대서양 위로 나선형으로 소용돌이치는 흰 구름을 볼 수 있다. 서풍은 위도에 따라 다른 이름이 있습니다.

사이클론이 형성되는 방법

돌풍은 성층권에서 우세하며 대류권에서도 압력 강하가 형성됩니다. 더욱이 고압 지역은 항상 거기에 속하며 기단의 압력은 훨씬 더 높고 실질적으로 가라 앉지 않습니다.

불규칙한 공기의 형성으로 인해 온대 위도의 서풍이 형성되기 시작합니다. 발생 원인은 태양으로부터 받은 열과 관련이 있습니다. 소용돌이치는 구름으로 우주에서 볼 수 있는 사이클론 자체는 다음으로 인해 나타납니다. 물리적 현상행성의 회전에서.

규칙 성이 확립되고 서풍이 동반구로 이동하려고 시도하여 서쪽에서 동쪽으로가는 기류 형성에 기여합니다. 고르지 않은 사이클론 밴드는 연중 시간에 따라 이동합니다.

공기 질량 흐름의 이름

기단의 각 움직임에는 고유한 이름이 있습니다.

• 북쪽에서 동쪽으로 이동하는 바람을 무역풍이라고 합니다.
• 남쪽에서 서쪽으로 더 높은 층의 질량이 이동하는 것을 반무역풍 또는 서풍이라고 합니다.

서풍은 "서풍 방출"또는 "서풍 벨트"라고도하며 "용감한 소식"이라는 다른 이름을 자주들을 수 있습니다. 기단 층이 높을수록 돌풍이 더 강해지고 더 일정합니다. 바람의 작용 영역은 상승에 비례하여 확장됩니다.

바람에 대한 연구는 항해사에게 유용했습니다. 바람의 법칙에 따라 범선의 도움으로 먼 거리를 극복할 수 있습니다. 태평양. "무역풍"이라는 이름은 네덜란드어에서 유래되었으며 러시아어로 번역되면 "영구"를 의미합니다. 중세 시대에 선원들은 포획에 적응했습니다. 일정한 바람전체 해로가있었습니다. 이러한 항해 여행 중 하나는 인기를 얻었습니다. 유럽에서 신세계로 바로 이동하는 것입니다.

육지에 도착하면 비를 내리고 단시간에 물이 내립니다. 갑작스러운 열대성 폭우는 누구나 알고 있습니다. 그것들은 무역풍의 표현입니다.

남부 무역풍과 북부 무역풍은 열대 지역의 띠에 의해 서로 분리됩니다. 사이클론의 카운터 상호 작용은 행성의 회전으로 인해 제외됩니다. 동시에 무역풍의 불변성이 보장됩니다. 결국 그들은 일년 내내 멈추지 않고 바람의 강도 만 바뀝니다.

자연 패턴

무역풍은 기단의 수직 이동으로 인해 강화될 수 있습니다. 표면의 온도 변동은 빠른 침강에 기여합니다. 무거운 공기대기의 상층부에서. 이로 인해 수평돌풍과 적당한 돌풍이 혼용된다. 증가는 갑작스럽고 수면을 따라 바람의 가속으로 이어집니다. 돌풍이 워낙 세서 몇 시간 후면 태풍 형태로 상륙한다.

종종 열대 섬의 자연 재해는 휴가객을 놀라게 합니다. 강한 무역풍의 발달을 예측하는 것은 극히 어렵습니다. 풍속의 증가는 코리올리 법칙에 따라 발생하거나 더 간단하게는 공기 흐름이 원주를 따라 결합됩니다. 다음 압력 변화가 언제 어디서 일어날 지 대격변 형성 영역에서 직접 사건을 관찰하는 과학자 만이 말할 수 있습니다.

기류의 종류

바다 위의 무역풍은 폭우가 특징입니다. 바람은 수면에서 수분을 흡수합니다. 사막 위로 유사한 기단 이동이 있습니다. 그들은 주민들에게 "좋은 소식"을 전하지 않습니다. 거기 절대 비가 온다뜨거운 땅에 한 방울의 수분도 떨어지지 않습니다.

이 바람을 무역풍이라고도 하는데 해풍이 아니라 사막풍이다. 그들은 공기의 독특한 움직임으로 인해 건조합니다. 하층에서 이 지역의 층은 더 높이 올라갈 수 없어 해안의 모든 습기를 방출합니다. 건조한 열대 공기는 계속해서 육지를 향해 이동하며 일년 내내 쉬지 않고 불고 있습니다.

주요 지역 온대 위도중간 영역을 차지하십시오. 대기 순환, 이들 및 인접 위도의 날씨 및 기후 형성에 주도적 인 역할을하는 대기 과정이 발생합니다. 온대 위도는 열 및 동적 요인으로 인해 대기의 전체 두께에 걸쳐 공기의 서쪽 수송을 특징으로 합니다. 예외는 기단의 몬순 운송이 개발되는 대륙의 동쪽 가장자리입니다.

하부 대류권에서는 아열대 해양 최대기압의 바깥쪽 극 주변부에서 불어오는 서풍이 서풍 수송의 기초를 형성합니다. 후자는 적도 (무역풍)와 온대 위도로 바람이 흐르는 지구의 "바람 구분"입니다. 서풍은 남반구에서 가장 잘 표현되고 가장 안정적입니다. 겨울에 뚜렷하지만 여름에도 거의 연속적인 띠 형태로 남아있는 아열대 고기압대 남쪽에는 남극 대륙 주변에 영구적인 저기압대가 있습니다. 북반구에서는 기본 표면(대륙과 해양)의 상당한 이질성, 모든 기상학적 특성의 상당한 계절적 대조 및

자오선 방향은 대기 프로세스의 큰 불안정성을 초래합니다. 그래서 이곳에 서풍이 부는 것이다. 순수한 형태바다와 대륙의 서쪽 절반에 내재되어 있으며 장기 데이터의 통계 분석에서만 밝혀졌습니다.

사이클론과 안티 사이클론.온대 위도의 특징은 북극 (남극), 극지 (지배적), 열대, 해양 및 대륙 모두 서쪽에서 동쪽으로 이동하고 동시에 변형되는 기단의 다양성입니다. 서로 다른 기단 사이에서 대기 전선이 지속적으로 발생하고 불안정한 파도가 형성되어 위치가 바뀌어 온대 위도의 저기압과 고기압이 발생합니다. 이는 서부 항공 운송을 복잡하게 만드는 다양한 바람 시스템을 가진 대규모 대기 소용돌이입니다. 그들의 끊임없는 발생, 발달, 동쪽으로의 이동 및 파괴는 온대 및 인접 위도의 대기 순환의 주요 특징입니다. 사이클론 활동.

쌀. 65. 정면 사이클론 개발 계획 (S.P. Khromov에 따름)

온대 위도의 사이클론은 북반구에서는 시계 반대 방향으로, 남반구에서는 시계 방향으로 부는 바람 시스템을 가진 거대한 평평한 상승 공기 소용돌이입니다. 지표면에서는 감압이 특징입니다.

사이클론은 평평한 소용돌이입니다. 수평 치수는 1000~3000km(직경)에 이르고 수직 치수는 2~10km에 이릅니다. 사이클론의 압력 범위는 1000~950mb이며 바람은 25m/s 이상의 속도에 도달할 수 있습니다.

개발 과정에서 사이클론은 핵 생성에서 충전까지 여러 단계를 거칩니다. 사이클론은 회전하는 지구 조건 하에서 전선에서 대기의 파동 섭동으로 인해 형성되며, 그 결과 코리올리 힘이 이 과정에서 중요한 역할을 합니다. 온도가 다른 기단 사이의 경계면에서 따뜻한 공기는 차가운 공기 영역으로 침투하기 시작하여 위도 아래 방향에서 고위도 방향으로 벗어납니다. 불균형은 파도 뒤쪽의 차가운 공기가 저위도로 침투하도록 합니다. 사이클론 공기 이동이 발생하고 전면의 사이클론 굴곡이 나타납니다. 서쪽에서 동쪽으로 이동하기 시작하는 거대한 파도입니다 (그림 65).

차갑고 따뜻한 공기의 baric 단계의 다른 값은 이미 사이클론 개발의 초기 단계에서 따뜻한 부분의 낮은 압력을 결정합니다. 이로 인해 따뜻한 공기가 전면 부분의 전면을 따라 상승하고 미끄러지기 시작합니다. 파도. 이것은 사이클론 개발의 첫 번째 단계입니다. 웨이브 스테이지.

새로 발생한 파도의 길이가 1000km 이상이면 우주에서 불안정한 것으로 판명되어 계속 발전합니다. 이 경우 사이클론은 하루 최대 100km의 속도로 동쪽으로 이동합니다. 압력은 계속 감소하고 바람은 증가하며 파동 진폭은 계속 증가하고 압력 감소는 5-6km 높이까지 전파됩니다. 두 번째가 온다 단계– 젊은 사이클론,이는 일반적으로 여러 등압선에 의해 표면 압력 지도에 표시됩니다.

따뜻한 공기가 고위도로 이동하면 온난 전선이 형성되고, 찬 공기가 열대 지방으로 이동하면 한랭 전선이 형성됩니다. 이 두 전선은 모두 사이클론의 중심에서 결합되어 하나의 전체의 일부가 되어 대기의 파동 교란을 강조합니다. 위성영상에서 저기압의 전선은 저기압 전방과 중앙의 온난전선대에서 연속적인 넓은 구름띠로, 저기압 후방의 한랭전선대에서는 폭이 좁은 띠로 표현된다.

젊은 사이클론에서는 다양한 부품이 구별됩니다. 전면 가장자리따뜻한 전선 앞에서 따뜻한 부문두 전선 사이 뒷부분- 한랭 전선 뒤(그림 66). 주요 극전선에서 온난한 부분은 열대 공기로 형성되고 나머지 저기압은 극지 공기로 형성됩니다. 북극(남극) 전선에서 사이클론의 따뜻한 부분은 극지방의 공기로 형성되고 사이클론의 나머지 부분은 북극(남극) 공기로 형성됩니다.

한랭전선은 항상 온난전선보다 빠르게 움직이므로 저기압의 온난구간은 점차 축소된다. 한랭 전선이 온난 전선을 따라잡아 합쳐지면 폐색 전선이 형성됩니다. 동시에 따뜻한 공기는 위쪽으로 밀려나고 북반구에서는 시계 반대 방향으로, 남반구에서는 시계 방향으로 휘어집니다. 사이클론은 개발의 세 번째 단계에 도달했습니다. 폐색.동시에 사이클론의 압력은 980–960hPa로 떨어지고 폐쇄 순환은 5km 이상의 높이까지 확장되며 직경은 1.5–2,000km에 이릅니다.

그런 다음 사이클론 개발의 네 번째(마지막) 단계인 충전재.폐색 전선은 점차 침식되고 따뜻한 공기는 마침내 위로 밀려나고 동시에 단열적으로 냉각됩니다. 사이클론을 채우는 구름 시스템은 꼬인 나선의 형태를 취합니다. 사이클론의 온도 대비가 사라지고 전체 영역과 부피가 차가워지고 움직임이 느려지고 마침내 채워집니다. 시작부터 채우기까지 사이클론의 전체 수명은 5~7일입니다.

쌀. 66. 계획 및 프로필에서 중간 위도의 사이클론. 구름의 이름은 표 2에 나와 있습니다.

사이클론은 흐린 날씨, 시원한 여름 및 겨울에 따뜻하게, 강수량.

정면 고기압의 출현과 발달은 또한 저기압 활동의 발달과 관련이 있습니다. 고기압내림차순 대기 소용돌이, 북반구에서는 시계 방향으로, 남반구에서는 시계 반대 방향으로 중심에서 주변으로 고기압 바람 시스템이있는 고압의 표면적을 가진 사이클론과 크기가 비슷합니다. 안티 사이클론의 출현 및 개발은 사이클론의 개발과 밀접한 관련이 있습니다. 이것은 정면 영역의 단일 진화 과정입니다. 다시 말해, 저기압과 고기압은 유사유전적(즉, 밀접하게 관련된) 형성물입니다.

고기압은 차가운 공기 속에서 어린 저기압의 한랭전선 후방에 형성되고 일련의 단계를 거치기도 한다. 선착순 젊은 저온 고기압,매우 움직이며 사이클론 후에 움직입니다. 그런 다음 최대 개발 단계에 도달합니다. 이 경우 고기압은 높은그리고 앉아 있는.그 안에 반전층이 형성되는데, 그 위에 공기가 가라앉으면서 단열 가열로 인해 공기가 상당히 따뜻해지고, 그 아래에는 특히 겨울철에 효과적인 복사로 인해 더 춥습니다. 이 단계에서 고기압은 기단이 높은 고도로 서쪽으로 이동하는 것을 방지하기 때문에 차단 고기압이라고 합니다. 드디어 온다 파괴의 마지막 단계기류가 멈출 때. 고기압이 형성되는 동안에도 정면 구역아, 정면은 그것들을 통과하지 않고 삼면으로 경계를 이룹니다. 여름에는 덥고 겨울에는 서리가 내리는 구름 없는 건조한 날씨는 고기압과 관련이 있습니다.

쌀. 67. 서로 다른 개발 단계에 있는 기후 전선의 일련의 사이클론. 1–4 - 사이클론 개발 단계

사이클론과 안티 사이클론은 온도와 압력이 대조되는 영역에서 발생합니다. 따라서 지구상의 온대성 저기압 활동은 주로 주요 북극(남극)과 극전선에서 수행되며, 저기압 발생이 가장 활발한 곳은 한랭 해류와 따뜻한 해류를 통해 공기가 만나는 지역입니다. 북반구에서는 Labrador와 Gulf Stream, Kuril 및 Kuroshio 해류의 수렴 영역입니다. 남반구에서 순환 발생의 주요 장소는 온난 기단과 냉기 덩어리가 만나는 "포효하는"(40-50 °) 위도, 특히 서풍 동안 바다의 서쪽 가장자리를 따라 따뜻한 해류가 흐르는 곳입니다.

동시에 겨울에는 다양한 기단의 온도 및 기타 특성의 대비가 최대가 될 때 사이클론 활동이 다른 곳에서도 나타납니다. 특히 이 시기에 북해, 지중해, 흑해, 따뜻한 바다와 차가운 대륙 극공기 사이의 내부질량 극전선에서 활발한 저기압이 발생한다.

사이클론과 안티 사이클론은 기후 전선에서 차례로, 즉 시간에 따라 순차적으로 발생합니다. 가장 일반적인 그림은 서로 다른 연령대의 일련의 사이클론 소용돌이가 북극 또는 극 전선에 연속적으로 위치하는 경우로, 전선의 서쪽 가장자리에 있는 가장 어린 것부터 동쪽을 채우는 것까지 개발의 다른 단계에 있습니다. 그림 67). 고기압도 같은 방식으로 나타납니다.

저기압과 고기압(보다 정확하게는 그 중심)은 서쪽에서 동쪽으로의 일반적인 공기 이동 방향으로 온대 위도에서 이동합니다. 즉, 저기압과 고기압의 움직임은 단일 시스템으로서의 움직임을 의미합니다(바람이 다른 부분들이러한 소용돌이는 다른 방향을 가질 수 있습니다). 그러나 동쪽으로 이동할 때 저기압은 고위도 쪽으로 편향되고 고기압은 열대 지방으로 편향됩니다.

북반구에서 북동쪽으로의 사이클론의 병진 이동 (그림 67 참조)은 부분적으로 시계 반대 방향으로 부는 바람이 남반구에서 서쪽 이동에 의해 강화되고 그랬던 것처럼 북쪽으로 사이클론 (그림 68, ㅏ).남반구에서는 사이클론이 남동쪽으로 이동합니다. 저기압의 고위도 편차는 북반구의 남쪽과 남반구의 북쪽에서 각각 따뜻한 공기가 따뜻한 구역으로 침입함으로써 촉진된다는 의견도 있습니다.

발달하고 이동하는 사이클론은 결국 최종 단계에 도달하고 서로 추월하고 비활성화됩니다. 동시에 사이클론은 아 북극 위도에서 하나의 공통적이고 깊고 광대 한 저압 영역을 형성합니다. 중앙 사이클론.북반구에서 그들은 대서양과 태평양의 북쪽에서 형성되며 기후 지도는 아이슬란드와 알류산 저기압과 같은 대기 활동의 중심을 보여줍니다. 온대 위도와 Barents 및 Kara Seas 지역의 북극 전선에서 겨울에 활발한 저기압 활동은 아이슬란드 저기압에서 확장되는 깊은 baric trough를 형성합니다. 두 번째 유사한 구멍이 그것에서 Baffin Sea까지 확장됩니다. 골짜기의 축은 따뜻한 흐름과 일치합니다.

대서양과 대륙 극지방 사이의 내부 질량 극전선에서 발생하는 사이클론은 중부 유럽을 통해 동유럽 평원으로, 더 나아가 서부 시베리아의 북쪽으로 이동합니다. 극지 전선의 지중해 지부의 겨울 사이클론 경로는 우크라이나 발칸 반도, 유럽 러시아 중부 지역 및 북동쪽으로 더 멀리 있습니다. 이 사이클론은 겨울에 해빙 및 많은 양의 강수량과 관련이 있습니다. 예를 들어 북미에서 Cordilleras는 북태평양 사이클론이 동쪽으로 이동하는 길에 일종의 장벽 역할을합니다.

남반구에서 사이클론은 남극 대륙 주변에 저기압 벨트를 형성하며 내부에 고립된 바릭 최소값 체인이 있습니다.

따라서 아한대 위도의 baric minima는 특히 겨울에 해양에서 두드러지고 양의 영역과 일치합니다. 온도 이상, 여기에 오는 사이클론에 의해 형성되고 유지됩니다.

온대 위도에서 열대 지방으로의 고기압의 편차는 북반구에서는 시계 방향으로, 남반구에서는 시계 반대 방향으로 부는 바람이 극지방에서 서쪽 수송에 의해 강화되어 안티 사이클론 자오선 구성 요소 (그림 68, b 참조). 북반구에서는 고기압이 남동쪽으로, 남반구에서는 북동쪽으로 이동합니다. 온대에서 아열대 위도까지 침입하는 닫히는 고기압은 지속적으로 지역을 재생하고 지원합니다. 고혈압– 해양 아열대 기압 최대: 북대서양, 북태평양, 남대서양, 남태평양 및 남인도. 따라서 대기의 모든 작용 중심 (영구적 및 계절적 baric minima 및 maxima)은 열 및 동적 기원 모두에서 복합적입니다.

자오선 성분으로 인해 정면 사이클론고기압이 관여한다. 남북교류아열대 지방에서 아한대 위도까지의 공기. 이 교환에서 중요한 역할은 다음과 같습니다. 사이클론 내부의 바람그리고 고기압.고기압의 후방 서쪽 주변부와 저기압의 전방 동쪽 주변부를 따라 저위도에서 극지방으로 온난한 기단을 운반합니다. 저기압의 후방 서쪽 주변부와 고기압의 전방 동쪽 주변부를 따라 찬 기단이 열대지방까지 침입한다.

따라서 사이클론과 안티 사이클론 자체는 주변을 따라 바람과 함께 자오선 방향으로 기단의 교환을 수행합니다. 그러나 서쪽에서 동쪽으로 온대 및 인접한 위도에서 저기압과 고기압의 움직임으로 표현되는 구역 구성 요소가 여전히 우세합니다.

다른 - 계절풍– 순환대륙 동부 해안의 온대(주로 온대 및 아열대) 위도에서 발생합니다. 여기에서 겨울과 여름의 우세한 바람 방향의 급격한 변화가 반대 방향으로 명확하게 표현되며, 이는 온도, 압력 및 중심 위치의 변화에 ​​따라 육지와 바다의 계절별 가열 및 재배치와 관련이 있습니다. 이 위도에서 대기의 작용. 그런 바람을 일컬어 온대 위도의 몬순 (그림 64 참조). 북반구의 예에서 그것들을 고려하십시오. 여름에 이곳의 순환은 대륙 위의 아열대 해양 최대치와 바릭 최소치에 의해 북쪽으로 이동하는 것에 의해 결정됩니다. 북대서양과 북태평양 고지대의 서쪽 주변부를 따라 상대적으로 따뜻한 해양 열대 및 극지방 기단이 남쪽과 남동쪽에서 가열된 대륙인 아시아와 북미로 이동합니다. 이 움직임은 바다와 대륙 공기의 접촉에서 발생하고 북쪽과 북서쪽으로 공기 흐름의 방향을 따르는 일련의 사이클론의 형태로 수행됩니다. 사이클론을 사용하면 수분으로 포화 된 해양 열대 또는 극지방 (장소의 위도에 따라 다름) 공기가 대륙으로 유입되어 풍부한 형태로 쏟아집니다. 몬순 비, 특히 산의 동쪽 경사면과 그 산기슭에서.

겨울에 이 지역의 기단 순환은 계절에 따라 캐나다 대륙 및 아시아 대륙 최고기압과 바다 위의 뚜렷한 아이슬란드 및 알류산 저기압에 의해 결정됩니다. 꾸준한 북서풍은 건조하고 차가운 대륙성 극지방의 공기를 대륙에서 동부 해안으로 가져와 종종 겨울의 기온을 영하로 떨어뜨립니다.

중국 대평원에서도 가치가 있습니다. 중국 기상학자들은 적도 열대 몬순(빈도 60% 이상)과 온대 몬순(빈도 40% 미만) 사이에 몬순이 없는 좁은 밴드가 있음을 발견했습니다. 이것은 이러한 몬순 필드의 다른 특성을 증언합니다.

북미에서는 온대 위도의 동해안에서 몬순 순환이 약해지고 몬순 기후가 거의 나타나지 않습니다.

고위도의 대기 순환은 특이합니다. 여기에서 바람의 우세로 표현되는 열 구성 요소가 나타납니다. 동쪽 방향. 특히 잘 표현됨 남동쪽남극 대륙 외곽을 따라 바람; 그곳에서 유출 효과(높은 빙상에서 흘러내리는 차가운 공기)에 의해 증폭되고 최대 20m/s의 속도로 꾸준히 불어납니다. 북반구에서 안정적 북동쪽바람은 그린란드의 남쪽 가장자리를 따라서만 관찰되며, 그곳에서 그린란드 최고기에서 아이슬란드 최저기로 불어옵니다. 아시아의 고위도 지역과 북아메리카몬순 추세는 대기 순환에서 나타났습니다(바람의 빈도는 40% 미만임). 겨울에는 춥고 건조한 남풍이 아시아와 캐나다 최고봉에서 불어옵니다. 여름에는 바람의 방향이 바뀝니다. 추운 북극해에서 따뜻한 땅으로 시베리아와 캐나다 북부의 열 우울증 방향으로 불어납니다. 그러나 이러한 바람은 몬순 기후 효과, 특히 강수량의 풍부함과 계절성을 제공하지 않습니다.

온대 계절풍은 대기의 일반적인 순환 시스템과 해당 지역에서 중요한 위치를 차지합니다. 지속 가능한 개발세우다 큰 영향력기후에.

온대 위도에서는 일반적으로 주요 기상 변화에 앞서 일련의 압력 강하가 발생하며 그 사이에 고압 영역이 끼어 있습니다. 압력 감소는 요트맨을 위한 것입니다. 큰 중요성: 급격한 압력 강하로 바람은 일반적으로 폭풍으로 증가하고 작은 압력 차이에도 방향이 바뀝니다.

고기압 지역 또는 고기압 지역은 차갑고 밀도가 높은 공기가 가라앉고 따뜻해지는 지역입니다. 그들은 일반적으로 저기압 지역보다 훨씬 더 안정적이며(265페이지 참조) 여름에 따뜻하고 건조한 날씨를 장기간 가져옵니다. 그러한 지역에서는 일반적으로 상당히 높은 작은 구름이 형성되지만 특히 바다 위의 구름은 낮을 수 있습니다. 고기압 지역에서 부는 바람은 다소 약합니다. 고기압 기상 요소의 과정은 언덕이 많은 해안에 바람이 불거나 낮 동안 강도와 방향이 바뀌는 해풍에 의해 해안의 기복에 의해 영향을 받을 수 있습니다(273페이지 참조).

저압(사이클론)

이전 그림은 저기압 영역이 먼저 발생한 다음 극 전선의 작은 쐐기에서 실제 사이클론이 발생하는 방법을 보여주었습니다. 관찰자가 보고 느끼는 날씨는 저기압 중심에 대한 그의 위치에 따라 달라진다는 것은 분명합니다. 중앙에 가까울수록 날씨가 더 심할 가능성이 높습니다.

관측자의 약간 북쪽을 지나가는 전형적인 사이클론을 고려하십시오. 첫 번째 징후는 압력 강하(요트의 기압계가 기록함)와 얇고 높은 권운의 출현입니다. 권운의 속도와 밀도가 높을수록 압력이 낮아지고 강풍이 불 가능성이 높아집니다. 이렇게 얇고 높은 구름은 사이클론이 움직이는 속도에 따라 12~24시간 안에 임박한 폭풍우를 요트맨에게 경고합니다.

권운은 점차 두꺼워지고 높은 고도에서 하늘을 덮는 권층운으로 변한다. 태양이나 달에는 후광(밝은 원)이 있고 기압이 떨어지고 바람의 방향이 시계 반대 방향으로 바뀝니다. 따라서 서풍은 남서 또는 남남서로 바뀝니다. 강한 기압 강하로 권층운은 두꺼워지고 빠르게 고도층운이 되지만 기압의 변화가 완만하면 구름이 더 많이 보입니다. 사진 3과 같이 (p. 263 참조).

점차적으로 구름이 두꺼워지고 난층운이 형성됩니다.

시야가 나빠지고 구름 밑 부분이 낮아지며 폭우가 내리기 시작합니다. 기압은 계속 떨어지고 바람은 더 남쪽으로 이동하거나 심지어 남동쪽 구역으로 이동할 수도 있습니다. 온난전선이 지나면서 비는 이슬비로 바뀌거나 아예 그칩니다. 압력은 일반적으로 안정되고 바람은 다시 서쪽으로 더 가깝게 방향을 바꿉니다. 사이클론의 중심에서 충분히 멀리 떨어진 선원은 구름이 분해되는 것을 볼 수 있습니다.

한랭 전선

한랭전선(따뜻한 기단을 따라가는)이 접근함에 따라 압력이 다시 떨어지기 시작할 수 있으며(저압 영역인 "저점"이 종종 전선보다 앞서기 때문에) 바람이 다시 약간 남쪽으로 향할 것입니다. 그러나 요트가 여전히 따뜻한 공기 구역에 있기 때문에 접근하는 한랭 전선의 가시적 징후는 거의 없을 것입니다.

한랭 전선이 도착하면 매우 빠르게 퍼질 수 있습니다.

한랭 전선의 추가 에너지는 바람의 방향을 다음과 같이 변경합니다. 냉기따뜻한 아래로 돌진하여 빠르게 상승합니다. 이로 인해 폭우가 쏟아지고 돌풍과 스콜이 동반됩니다. 따뜻한 공기 대류는 큰 원인 적운 구름- 소나기 구름(262페이지의 그림 4 참조). 한랭전선구름의 특징은 온난전선구름과 반대 방향으로 이동한다는 점인데, 보통 전선 자체가 2배 빠르게 지나가기 때문에 알아보기가 상당히 어렵다.

한랭전선이 지나면서 바람의 방향은 대개 시계 방향으로, 종종 북서쪽으로 바뀌고 기압이 상승하기 시작합니다. 구름이 사라지고 가시성이 빠르게 향상되고 있습니다. 밤에 가까운 한랭전선의 통과는 그림 5(263페이지 참조)에 표시된 것과 유사한 그림을 제공하며, 이는 "저녁에 태양이 붉으면 선원은 두려워할 것이 없다"는 오래된 속담을 확인합니다. 밤이 시작되면서 사라지는 높은 구름은 거의 항상 아름다운 날씨를 예고하는 반면, 동쪽에서 새벽에 나타나 하늘이 "아침에 붉게" 변하는 높은 구름은 일반적으로 온난 전선의 전조이며 관련 감소입니다. 압력에 - "아침에 빨간색이면 선원이 편안하지 않습니다."

저압 지역과 관련하여 요트의 위치에 따라 날씨 및 바람 세기를 변경하는 다양한 옵션이 가능합니다. 사이클론이 매우 활발하면 바람이 바뀌고 압력 강하가 증가합니다. 저압 영역의 전파 속도는 30m/s에 달할 수 있습니다. 구름은 온난 전선보다 960km, 강우량은 160km 앞설 것입니다.

강력한 사이클론은 강한 바람과 큰 파도로 바다에 폭풍을 일으킬 수 있습니다. 이러한 상황을 예고하는 징후는 급격한 기압 강하(기압계 기준)와 얇고 높은 구름의 접근입니다. 또한 폭풍 경보는 라디오로 방송되며 연안 해역에 있는 대부분의 요트는 폭풍이 치기 전에 항구에 대피할 수 있습니다. 다양한 유형의 폭풍에 대한 자세한 내용은 p. 274, 일기 예보, p. 277. 선장의 예측이 틀려 요트가 폭풍우에 휩쓸리면 공해상에서 폭풍우를 몰게 될 것이다.

우세한 풍향과 주요 해류의 다이어그램(위 참조)	왼쪽에는 북대서양의 바람과 해류의 방향에 대한 보다 자세한 다이어그램이 있습니다.	화살표는 풍향을 나타냅니다. 파란색은 1월, 주황색은 7월입니다. 우세한 바람의 방향은 두꺼운 화살표로 표시됩니다. 진한 빨간색 화살표 - 주요 흐름의 방향

바람은 온도와 압력 차이의 영향을 받는 기류의 움직임입니다. 차갑고 무거운 기단은 지표면으로 내려와 고기압 지역을 형성하고 상승하는 따뜻한 가벼운 기단은 저기압 지역을 형성합니다. 고기압 지역에서 저기압 지역으로 이동하는 기류를 바람이라고 합니다.

저위도(적도와 30° N 및 S 사이)에서 지구는 고위도(60-90° N 및 S)보다 훨씬 더 많은 태양열을 받습니다. 온도 변동은 기단의 움직임을 복잡하게 만들고 고압 및 저압 영역이 나타나 전 세계적으로 특징적인 바람을 일으 킵니다. 적도에서 남북으로 약 30° 위도와 극지방 위로 거대한 고기압이 지속적으로 형성되며 북위 60°에서 발생합니다. 쉿. 그리고 유. 쉿. 그리고 적도 - 저기압 지역. 따라서 30 ° N에서. 쉿. 그리고 유. 쉿. 기단은 적도를 향해 이동하여 무역풍을 생성합니다. 저압 영역, 즉 60 ° N 방향으로 부는 바람 쉿. 그리고 유. sh., 온건 한 서부라고합니다. 기압이 높은 지역에서 극지방으로 이동하는 기단은 차갑고 극동풍으로 알려져 있습니다.

지구의 자전은 바람의 방향에도 영향을 미칩니다. 북반구의 자오선 방향의 바람은 남반구에서 오른쪽으로, 즉 왼쪽으로 편향됩니다. 북서쪽 분기에서는 북풍이, 남동쪽 분기에서는 남풍이 분다. 바람이 만나는 곳에서 전선이라고 하는 모바일 인터페이스가 형성됩니다(268페이지 참조).

북동 무역풍과 남동 무역풍이 만나면 이른바 열대전선이 생긴다. 요트 타기는 온대 위도에서 가장 널리 퍼져 있기 때문에 요트 타는 사람은 이 위도의 기상학 지식을 습득해야 합니다.

열대 기상학(열대 전선과 관련됨)에는 고유한 특성이 있습니다. 온대 위도의 기상학은 여기에 적용되지 않습니다. 적도 주변의 사이클론 형성은 비슷하지만 바람의 방향이 항상 앞에서 설명한 회전 규칙을 따르는 것은 아닙니다. 결정적인 중요성은 빈번한 뇌우의 원인 인 지역 바람에 속합니다.

수치는 1월과 7월에 바다 위의 우세한 풍향을 보여줍니다. 특정 지역은 고기압이 발생하는 대서양과 태평양에서 잘 알려져 있으며, 이는 북부 해역에서 발음되고 남부 해역에서는 덜 명확합니다. 대서양에서 이러한 바람은 걸프 스트림, 카나리아 및 북무역풍과 같은 흐름을 유발합니다. 비슷한 바람이 쿠로시오 해류와 북태평양 해류를 만드는 북태평양에서도 비슷한 그림을 볼 수 있습니다. 이 흐름은 주변을 흐르는 육지 지역과 지구의 자전의 영향으로 북반구에서는 시계 방향으로, 남반구에서는 시계 반대 방향으로 방향이 바뀝니다.

그림은 바람의 주요 방향에 대한 다이어그램을 보여줍니다. 그러나 지역 기압계, 해안 지형, 낮에 방향을 바꾸는 미풍에 따라 정제되어야 합니다.

기상 시스템

위에서 사이클론이 날씨에 영향을 미친다고 언급했습니다. 이제 고기압과 저기압 지역이 우세한 풍향을 어떻게 바꾸는지 알아봅시다. 동일한 압력(등압선)의 매핑된 선은 고압 및 저압 영역의 중심 주위에 동심원 모양을 형성합니다. 기단은 고기압 지역에서 저기압 지역으로 직접 이동하는 경향이 있습니다. 그러나 지구의 자전으로 인해 기류는 등압선에 접선 방향으로 이동합니다. 북반구에서는 바람이 저기압 지역에서 시계 반대 방향으로, 고기압 지역에서 시계 방향으로 편향됩니다. 남반구에서는 움직임이 역전됩니다.

고압 및 저압 영역의 위치를 ​​결정하는 간단한 규칙이 있습니다. 북반구에서 바람에 등을 대고 서 있으면 저기압 영역이 왼쪽에 있고 고기압 영역이 오른쪽에 있고 그 반대도 남반구에 있습니다.

그러나이 규칙은 기울기라고하는 바람에 대해 지구 표면 위 7km 높이에서 유효합니다. 수면 근처에서는 요트 선수가 관심을 갖는 바람의 방향과 속도가 왜곡됩니다. 여기에서 바람의 방향은 사이클론의 중심을 향해 안쪽으로, 사이클론은 중심에서 바깥쪽으로 편향됩니다. 편향 각도는 표면 지형에 따라 다릅니다. 해상에서는 약 15°, 육지에서는 약 30°입니다. 또한 속도와 방향이 있는 돌풍이 발생할 수 있으며 이는 7km 높이에서 일반적입니다.

국지풍

요트 기사는 우세한 풍향뿐만 아니라 작은 배를 항해하는 사람들에게 특히 중요한 지역풍의 방향도 알아야 합니다. 지역 바람은 또한 온도 차이로 인해 발생합니다. 기단은 요트 맨이 자주 믿는 것처럼 태양이 아닌 이동하는 표면에서 직접 가열됩니다. 다양한 표면의 가열 속도와 시간에 따라 그 위의 기단 온도도 달라지며 이는 바람의 방향을 결정합니다.

가장 흔한 국지풍은 해풍입니다. 아침 햇살은 지구를 데우고 지구는 공기에 열을 발산합니다. 바다 위의 기단은 태양 광선을 흡수하는 물이 육지만큼 빨리 가열되지 않기 때문에 더 차갑습니다. 따뜻한 기단이 육지 위로 올라가면 바다에서 찬 공기가 밀려와 그 자리를 차지합니다. 이 바람을 해풍이라고 합니다. 더운 여름날에는 바닷바람이 내륙으로 (오후 중반까지) 수 마일을 날릴 수 있습니다. 이른 아침에는 고요함을 목격할 수 있고 나중에 바람이 해안을 향해 불기 시작합니다.

그 반대는 밤에 일어난다. 낮 동안 땅이 뜨거워지는 속도와 밤에 열을 발산하는 속도가 같습니다. 일반적으로 지구 표면의 온도는 바다의 온도 아래로 떨어지며, 이로 인해 가벼운 밤(해안) 미풍이 발생합니다. 육지 위의 기단이 냉각되어 바다. 해안에 구릉이나 산이 있으면 중력의 영향으로 차가운 공기가 아래로 몰려와 경사면을 따라 강한 바람이 부는 것을 다운슬로프(downslope)라고 합니다. 때때로 이 바람의 속도는 그 에너지가 해안에서 몇 마일에 충분할 정도입니다. 대부분의 경우 밤에는 가벼운 해안 바람과 동시에 하향 바람이 불고 있습니다.

국내에서 수로- 호수 또는 강 - 바람의 출현 및 이동에 대한 동일한 원칙이 적용됩니다. 육지 위의 공기가 뜨거워지고 상승하여 물 위의 더 차가운 공기가 강에서 멀어집니다. 작은 배를 타고 항해할 때 이러한 가벼운 바람의 방향을 고려할 때 좋은 결과를 얻을 수 있습니다.

초보자 요트맨은 해안의 장애물이 바람의 속도에 영향을 미친다는 것을 즉시 알 수 있습니다. 분명히 계류된 대형 선박은 풍하측에 데드 존을 생성합니다. 계류장, 보트 보관 창고 및 창고도 공기 이동을 제한합니다. 해안선을 따라 있는 나무는 풍속을 거의 절반으로 줄일 수 있습니다. 따라서 바람이 불어오는 나무에 가까이 가거나 나무가 풍속에 영향을 미치지 않도록 가능한 한 멀리 떨어져 있어야 합니다.

육지와 바다의 풍속이 다르다는 것을 항상 기억해야 합니다. 지면에 닿으면 크게 감소하며 요트 클럽이나 정박지에서는 강한 바람이 종종 가벼운 바람처럼 느껴질 수 있습니다. 그러나 Beaufort 척도를 사용하면 육지에서도 풍속을 정확하게 결정할 수 있습니다. 그리고 물론 축적된 경험은 바다 바람의 실제 강도를 대략적으로 추정하는 데 도움이 될 것입니다.

따뜻한 공기 덩어리가 땅 위로 올라가고 바다의 차가운 공기가 그 자리를 차지합니다. 이 육지에서 불어오는 바람은 주간(바다) 바람으로 알려져 있습니다.	산에서 찬 공기는 경사면을 따라 내려가고 바다 위로 상승하는 따뜻한 공기를 대체합니다. 밤(해안) 바람이라고 합니다(일부 지역에서는 보라)	강이나 호수에서 해안 위로 상승하는 따뜻한 공기는 수면에서 찬 공기로 대체됩니다. 이 지역 바람은 작은 배 선원이 사용할 수 있습니다.

러시아 기후의 주요 특징은 여러 지리적 요인에 의해 결정됩니다. 그중 가장 중요한 것은 지리적 위도에 따라 달라지는 태양 복사입니다. 일반적으로 러시아는 주로 고위도와 중위도에 위치하고 있습니다. 그래서 우리나라 대부분의 기후는 가혹하며 계절의 변화가 뚜렷하고 겨울이 길다..

북쪽에서 남쪽으로 상당한 길이의 국가는 태양열을받는 장소의 위도-총 태양 복사에 따라 기후 변화로 이어집니다. 북극에서 연간 총 태양 복사량은 연간 251.2 kJ/cm 2 이고 아북극에서는 연간 약 293 kJ/cm 2 입니다. 온대에서는 북쪽에서 남쪽으로의 범위가 넓기 때문에 전체 일사량은 북부에서 연간 293 kJ/cm 2 에서 남부에서 연간 544 kJ/cm 2 까지 다양합니다. 아열대 지방에서는 총 일사량이 연간 544에서 670kJ/cm2로 증가합니다.

러시아 전역에서 태양열의 계절적 공급에는 매우 큰 차이가 있습니다.입사각의 변화에 ​​따라 달라집니다. 태양 광선계절에 따라, 일조 시간에 따라. 모든 자연 현상의 계절성은 태양열 유입의 차이와 관련이 있습니다.

바다는 러시아 기후에 큰 영향을 미칩니다.대서양의 역할은 그 물이 국가의 영토를 직접 씻지 않는다는 사실에도 불구하고 가장 큽니다. 알려진 바와 같이 우리나라의 대부분이 위치한 온대 위도에서는 기단의 서쪽 이동이 지배적입니다. 또한 러시아 서부에는 높은 산들공기 이동을 방지합니다. 결과적으로 대서양의 영향은 Verkhoyansk 및 Transbaikal 능선까지 매우 확장됩니다. 온대 위도의 바다 기단은 서부 운송과 함께 퍼집니다. 겨울에는 서부 지역에서 해동까지 서리가 부드러워지고 눈이 내립니다. 여름에는 대서양 덩어리의 도착으로 냉각과 강수를 동반합니다.

북극해의 기후 형성 영향은 매우 큽니다. 일년 내내 북극 한랭 유역에 걸쳐 면적이 증가합니다. 기압. 여기에서 점차적으로 변화하는 북극 공기는 여름에 러시아 전체 영토에 퍼집니다. 북쪽으로 가장 큰 평야의 경사는 북극 공기가 남쪽으로 침투하는 데 기여합니다. 북극 공기의 영향은 특히 동유럽 평원의 영토에서 두드러집니다. 겨울에는 북극 공기가 이곳을 급격하게 냉각시킵니다. 남쪽으로 이동하면 상대적으로 따뜻해지고 건조해집니다. 싸늘한 화창한 날눈이 내리지 않고. 여름에는 북극의 공기가 처음에 냉각을 일으킨 다음 가열되어 구름이 없거나 부분적으로 흐린 날씨를 형성합니다. 이른 봄에 러시아의 유럽 지역 영토에 북극 공기가 도착하면 추운 날씨가 돌아오고 서리가 발생하기 때문에 많은 재배 식물에 위험합니다. 가장 자주 그들은 5 월에 있습니다. 볼가 지역과 서부 시베리아 남부의 가뭄은 북극 공기의 침입과 관련이 있습니다.

태평양은 러시아의 기후에 약간의 영향을 미칩니다. 그 엄청난 크기에도 불구하고 그 영향은 극동 바다를 따라 있는 상대적으로 좁은 육지로 제한됩니다. 이것은 바다가 우리나라의 동쪽에 위치하고 있으며 온대 위도에서 기단의 서쪽 이동이 지배적이라는 사실 때문입니다. 해안을 따라 높은 산은 또한 태평양 기단이 국가 깊숙이 침투하는 것을 방지합니다. 겨울에는 대륙의 차가운 표면 위에 높은 기압(아시아 고기압) 영역이 형성되며, 여기서 공기는 상대적으로 가열된 바다(겨울 몬순)를 향해 돌진합니다. 태평양 기단의 영향은 여름에만 명확하게 보입니다. 이때 바다 위에는 고기압이 있고 육지에는 저기압이 있습니다. 그 결과 여름 몬순의 형태로 육지로 이동하는 바다 기단의 움직임이 있습니다.

기후 형성 요인 중에는 기본 표면의 특성이 있습니다.. 우리나라의 상황에서 이것은 무엇보다도 구호의 특징입니다. 겨울에는 기본 표면 특성의 다른 차이점이 적설로 인해 상쇄됩니다. 구호는 또한 일년 내내 기후에 영향을 미칩니다.

구호의 가장 중요한 기후 형성 특성은 다음과 같습니다. 영토의 평탄도. 유럽 ​​지역과 서부 시베리아의 평야에서 대서양의 공기는 동쪽으로 멀리 침투합니다. 바다에서 멀어지면서 공기는 점차 대륙으로 변합니다. 따라서 기후의 대륙성은 서쪽에서 동쪽으로 점차 증가합니다. 낮은 우랄 산맥은 서쪽에서 대서양 공기가 퍼지는 데 장애물이 아닙니다.

서부 시베리아의 인접한 평원은 멀리 남쪽으로 북극 기단이 침투하는 데 기여합니다. 우리나라 남쪽의 높은 산인 코카서스, 코펫다그, 톈산, 파미르는 기단이 북쪽에서 남쪽으로 더 이상 이동하는 것을 막습니다. 그들의 보호 덕분에 카스피해의 남쪽 경계를 따라 아열대 기후의 영토가 있습니다.

러시아 영토의 대부분이 위치한 온대 지역에서는 계절이 명확하게 표현됩니다. 우리나라 대부분 지역에서 가장 혹독한 계절은 겨울입니다. 온대 및 고위도에서 연중 이맘때의 복사 균형은 음수입니다. 극남에서만 긍정적인 의미를 갖습니다.

지구 표면은 겨울에 매우 차가워지고 공기의 낮은 층을 냉각시킵니다. 이 과정은 바다에서 멀리 떨어진 동부 시베리아 지역에서 특히 집중적입니다. 시베리아 북동부의 산간 분지에서는 1월 평균 기온이 -40 ° C, Oymyakon 지역에서는 -48 -50 ° C로 떨어집니다. 여기에 고압 지역이 형성되어 시베리아 전체로 확장되고 두 개의 박차를 제공합니다. 하나의 박차는 북동쪽으로 Chukotka로, 두 번째 박차는 서부 시베리아 남쪽과 Volga Upland를 통해 Dniester의 하류까지 남서쪽으로 자랍니다.

시베리아의 내륙 지역에서는 고압 지역 내에서 겨울에 하강 기류가 우세합니다. 따라서 바람이 불고 약간 흐린 서리가 내린 날씨가 설정됩니다. 평온함과 공기의 큰 건조로 인해 서리를 견디고 적응하기가 더 쉽습니다.

겨울에는 러시아의 기압이 증가하고 주변 바다와 바다의 기압이 감소합니다. 따라서 국가의 유럽 지역을 제외하고 국가 영토에서 바다로의 공기 확산이 지배적입니다. 태평양 해안에서는 겨울에 북서풍(겨울 몬순)이 우세하며, 이 바람은 시베리아 대륙에서 차갑고 건조한 공기를 운반합니다. 이와 관련하여 극동의 거의 모든 지역에서 겨울은 춥고 눈이 내립니다. 위도 소치에 위치한 블라디보스토크의 1월 평균 기온은 -12°C, 소치는 +6°C입니다. 대륙과 해양 기단이 충돌하는 캄차카와 사할린 섬 해안에서는 종종 강풍과 폭설이 동반되는 정면 과정이 발생합니다.

북극해 연안에서는 겨울에 남서풍과 남풍이 우세하여 온대 위도의 대륙 공기를 아시아 최고에서 흘러 북쪽으로 운반합니다. 북해의 가장자리를 따라 북극 공기와 만나 북극 전선이 생깁니다. 이 전선은 빈번하고 심한 폭풍과 안개를 일으키는 오호츠크 해와 바 렌츠 해에서 가장 두드러집니다.

평원 너머 중앙 아시아그리고 국가의 유럽 부분의 남쪽은 북동풍이 우세합니다. 그들은 고기압 영역의 박차에서 남쪽으로 기단이 유출되어 발생합니다. 공기가 북동쪽에서 이동하기 때문에 남부 지역에 냉각 및 상대적 건조를 가져오므로 눈이 거의 내리지 않습니다. 혹독한 겨울 Azov 바다와 Caspian 및 Black Seas의 북부가 동결됩니다.

중앙에서 북부 지역고압 박차 북쪽의 동유럽 평원은 대서양에서 오는 서쪽 기류가 지배합니다. 이 기단은 항상 눈이나 비의 형태로 습기를 가져옵니다. 그러나 그들의 온도는 다릅니다. 남서풍이 겨울에 해빙을 가져오면 북서풍은 북대서양과 스칸디나비아 지역에서 상대적으로 차가운 공기를 가져옵니다.

대부분의 유럽 평원에서는 겨울철에 많은 사이클론이 이동합니다. 그들은 북해를 넘어 우리나라의 서쪽을 지나는 극지방 전선을 따라 발생합니다. 여기에서 사이클론은 동쪽으로 이동하여 서유럽과 동유럽을 통과합니다. 이동에 대한 공간 및 지상 제어를 통해 유럽 지역의 날씨를 예측할 수 있습니다.

온대 위도의 대륙과 바다 기단이 상호 작용하는 동안 동유럽 평원의 중앙 부분에 극 전선이 형성되는 경우가 많습니다. 서쪽에서 동쪽으로 평원을 가로지르는 사이클론의 뒤쪽에서는 차가운 북극 기단이 남쪽으로 흐릅니다. 따라서 동유럽 평원의 영토에서는 대서양과 북극 기단, 바다와 온대 위도의 대륙 공기 사이에 강렬한 상호 작용이 있습니다. 따라서 여기의 날씨는 추위와 해동의 빈번한 변화와 함께 가장 자주 불안정하고 매우 대조적입니다. 몇 시간 안에 겨울의 기온은 몇 도의 더위에서 21-24도의 서리로 바뀔 수 있으며 비는 눈으로 대체될 수 있습니다. 이러한 변화는 사람들의 경제 활동에 매우 불리한 영향을 미치는 해동과 얼음을 동반합니다. 운송은 얼음으로 인해 어려움을 겪습니다. 해동은 겨울 작물의 죽음으로 이어질 수 있습니다. 서리와 해동이 번갈아 가며 도로와 다양한 구조물이 파괴됩니다. 강렬한 저기압 활동은 또한 다른 해에 겨울 날씨의 차이로 이어집니다.

동쪽으로 이동하는 따뜻한 대서양 기단은 점차 식습니다. 따라서 러시아의 유럽 영토에 대한 등온선은 자오선 방향을 갖습니다. 위에 동부 시베리아등온선은 이 지역 기후의 대륙성을 반영하는 닫힌 환형 특성을 가지고 있습니다. 태평양은 대서양에 비해 대륙에 미치는 온난화 효과가 적습니다. 따라서 태평양 연안에서 등온선은 좁은 스트립 내에서만 자오선에 위치합니다. 국가의 남부 지역에서 등온선은 총 일사량 값과 복사 수지의 변화 방향에 따라 위도 방향으로 확장됩니다.

러시아 대부분의 지역에서 강수량은 겨울에 눈의 형태로 내립니다. 북 코카서스에서 눈 덮개의 두께는 일반적으로 10cm를 초과하지 않습니다. 칼리닌그라드 지역, 볼가 지역-최대 10-30cm 유럽 평원의 북쪽, 서부 시베리아 북동쪽, 사할린-80-90cm, 캄차카 동부 해안의 두께 적설량은 120-160cm에 이르며 적설 기간도 카스피해의 여러 지역에서 며칠에서 Taimyr에서 260 일까지 매우 다릅니다.

눈은 우리나라의 자연적 과정과 경제 활동에 매우 중요합니다.. 봄과 초여름에 식물이 사용하는 수분 매장량을 만듭니다. 유럽 ​​지역의 눈 덕분에 겨울 작물 재배가 가능합니다. 봄에는 대부분의 강이 눈이 녹아 홍수를 경험합니다.

여름에는 러시아 전역에서 방사선 균형이 양수입니다. 대륙은 바다보다 더 뜨거워지고 그 위에 저기압 지역이 형성됩니다. 동시에 북대서양(아조레스 제도)과 북태평양(하와이) 최대 지역과 같이 압력이 증가하는 지역이 해양에서 증가하고 있습니다. 증가된 압력은 북극해(북극 고기압)에 계속 존재합니다. 이 최고점에서 기류가 대륙으로 돌진합니다. 바다 공기의 흐름은 위에서 가장 명확하게 표현됩니다. 극동, 남동쪽 항공 운송이 여름에 설립되는 곳-여름 몬순. 여기서 더 차갑고 무거운 바다 공기가 대륙 공기와 상호 작용합니다. 결과적으로 하바롭스크 및 Primorsky Territories의 Sakhalin, Kamchatka에 폭우 (몬순 비)가 연결되는 전면 프로세스가 발생합니다. 꽤 자주 강력한 사이클론이 우리나라 외부의 열대 전선에서 발생하는 태풍의 형태로 이곳에 옵니다. 몬순 비는 강에 범람을 동반합니다. 홍수는 특히 사할린 섬의 아무르 강과 우수리 강 유역에서 자주 발생합니다.

러시아 북부에서는 북극 기단이 더 따뜻한 땅을 향해 남쪽으로 돌진합니다. 북쪽 바다에서 그들은 온대 위도의 공기와 만납니다. 결과는 북극 전선입니다. 가장 대조적인 기단이 이 상대적으로 따뜻한 분지에서 상호 작용하기 때문에 바렌츠 해에서 특히 두드러집니다. 북쪽 바다를 가로지르는 북극 전선의 통과에는 폭풍과 안개가 동반됩니다.

북쪽에서 온 공기는 서부 시베리아 평원을 넘어 멀리 남쪽으로 이동합니다. 중앙 아시아 남쪽, 파키스탄과 아프가니스탄 영토 위에는 북부 기류가 돌진하는 저기압 (남아시아 저기압)의 중심이 있습니다. 남쪽으로 이동하면 북극 공기가 데워지고 건조하며 점차 온대 위도의 대륙 공기로 변합니다. 중앙아시아 평원은 매우 건조하고 사막성 기후를 이룬다.

러시아 서쪽의 Azores High는 여름에 대서양에서 자라며 그 박차는 동부 유럽 평원을 넘어 우크라이나 남부와 남부 볼가 지역을 거쳐 우랄 강까지 이어집니다. 그것의 남쪽에서는 유출되는 기단이 따뜻해지고 건조해집니다. 따라서 Azov Sea, 특히 Caspian Sea에서는 여름에 매우 덥고 건조합니다. 여기서 지속 가능한 작물 수확량을 얻으려면 관개가 필요합니다.

유럽 ​​평원의 중부 지역에서 대서양에서 오는 바다 공기의 흐름은 대륙 공기와 상호 작용합니다. 결과적으로 Dniester의 중간 범위에서 Volga의 중간 범위까지의 공간에 극지 전선이 형성됩니다. 이 모든 것은 사이클론의 집중적 인 통과를 동반합니다. 따라서 러시아의 대부분의 유럽 영토에서 여름과 겨울의 날씨는 큰 불안정성으로 인해 국가의 다른 영토와 다릅니다. 여름에는 폭우와 한파가 자주 발생합니다. 따라서 모스크바의 7월 평균 기온은 약 +18°C이지만 몇 년 동안 +5...+10°C로 떨어지거나 +30...+34°C까지 상승했습니다. 볼가의 동쪽, 특히 우랄 너머에서는 해양 기단의 영향이 급격히 감소하며 여기서 날씨는 일반적으로 여름에 건조하고 덥습니다.

겨울철과 달리 여름 등온선은 거의 러시아 전역에서 서쪽에서 동쪽으로 뻗어 있습니다. 이것은 여름에 일사량이 매우 높고 온도 체계를 결정하는 데 중요한 역할을 하기 때문입니다.

여름 시즌은 강수량이 가장 많습니다. 이것은 고온과 그에 따른 지역 공기의 최대 습도 때문이며, 바다에서 오는 상대적으로 차가운 기단과 상호 작용할 때 강수량이 떨어집니다. 대류 기원의 강수량이 추가됩니다. 가장 많은 양의 강수량이 러시아의 서부 및 동부 지역에 내립니다. 바다에서 내륙까지의 거리에 따라 강수량은 감소하여 최소값(50mm 미만)에 도달합니다. 산의 바람이 불어 오는 경사면에서는 강수량이 크게 증가합니다. 특히 많은 사람들이 코카서스 산맥의 서쪽 경사면(2000mm 이상)에 떨어집니다.

온대 몬순은 온대 위도에 있는 대륙의 동부 해안 지역에서 흔합니다. 여름 몬순 동안 바람은 바다에서 본토로, 겨울에는 본토에서 바다로 불어옵니다. 이는 연중 대륙과 바다의 가열 및 냉각의 차이와 관련된 기압 분포로 인해 발생합니다. 이것. 여름에는 육지에 저기압이 형성되고 바다에는 고기압이 형성되며 반대로 바다에는 여름에는 고기압이, 겨울에는 저기압이 형성되어 결정됩니다. 여름과 겨울 계절풍의 바람의 방향 온대 계절풍은 극동 러시아, 중국, 일본에서 잘 발음됩니다. 이 지역에서 겨울 북서 계절풍은 아시아 고기압의 영향으로 형성되어 시베리아에서 차갑고 건조한 공기를 아시아 대륙의 동부 해안으로 제거.따라서 위도 소치에 위치한 블라디보스토크는 아르 한 겔 스크보다 겨울에 더 춥습니다. 계절풍은 바다와 바다에서 여기로 가져옵니다. 강수량이 많고 안개가 잦은 일본의 습하고 시원한 공기.

위도 간 에너지 교환에서 중요한 요소는 열대성 저기압으로, 작은 크기(보통 400-600km, 드물게 최대 1000km)에서 온대 저기압과 다르며 주변부와 중심 사이의 큰 기압 강하로 인해 큰 수평 압력 구배, 큰 풍속(25-30m/s, 50-100m/s의 속도가 기록됨), 강한 뇌우를 동반한 폭우. 본질적으로 전체 열대 저기압은 연속적인 뇌운입니다. 그 중심에만 직경 수십 킬로미터의 지역이 있으며 맑고 차분한 날씨는 "폭풍의 눈"입니다.

사이클론은 양쪽 반구에서 위도 0에서 20° 사이의 바다 위 열대 지역에서 발생합니다. 형성 조건은 해수면의 고온(27 °C 이상)과 높은 공기 습도로, 사이클론 발달에 필요한 큰 공기 불안정 에너지를 제공합니다.

동아시아에서 발생하는 열대성 저기압은 태풍, 인도양에서는 오칸, 대서양에서는 허리케인이라고 합니다.

무화과. 2.9는 열대성 저기압의 이동 경로를 보여줍니다. 열대 지방에서 발생하는 사이클론은 시속 10~15km의 속도로 북서쪽 고위도 지역으로 이동합니다. 온대 위도로 이동하면 속도가 증가하면서 이동 방향을 북동쪽으로 변경합니다. 그들이 상륙하면 열대성 저기압은 빠르게 사라지지만 동시에 강한 바람과 홍수와 관련된 막대한 파괴를 가져올 시간이 있습니다. 물 위의 고위도로 이동할 때 저기압은 온대 저기압의 특성을 획득하고 사라집니다. 때때로 태평양 태풍이 캄차카에 도달합니다.

지구에서 평균적으로 연간 80~120개의 열대성 저기압이 발생합니다.

대기의 일반적인 순환의 중요한 구성 요소는 큰 수평 및 수직 윈드 시어(속도 구배, 즉 단위 거리당 속도 변화)를 특징으로 하는 거의 수평 축을 가진 비교적 좁은 기류인 제트 기류입니다.

제트 기류의 길이는 수천 킬로미터(때로는 지구를 에워싸는 경우도 있음), 너비는 수백 킬로미터, 두께는 수 킬로미터입니다.

제트 기류의 하한 속도는 30m/s이며, 최대 속도축을 따라 50 및 100m/s에 도달할 수 있으며 200m/s(720km/h)의 속도가 관찰되었습니다.

제트 기류는 대류권과 성층권입니다. 차례로 대류권은 온대 위도, 아열대 및 적도의 제트 기류로 세분됩니다.

온대 위도의 제트 기류는 온도와 기압 구배가 큰 따뜻한 공기와 차가운 공기 사이의 전이층 인 높은 고도의 정면 지역에서 형성되며 높은 지형 풍속을 유발합니다. 그들은 겨울에는 8-10km, 여름에는 9-12km의 고도에 있습니다. 대류권 제트 기류 구역에서 대류권계면은 고위도에서 저위도로 급격히 증가합니다.

서부 수송의 필수적인 부분인 대류권 제트 기류는 서쪽에서 동쪽으로 방향이 있습니다.

성층권 제트기류는 최대 풍속 200km/h의 고도 25-30km에서 관찰됩니다. 계절마다(여름-겨울) 방향이 바뀝니다. 최대 60km 고도에 성층권 제트 기류가 있습니다.

제트류는 방사성 물질의 붕괴 생성물, 먼지 입자, 화산재 등 전 세계에 다양한 불순물을 운반합니다. 그들은 항공에 특히 중요합니다.

일반 순환 (무역풍, 열대 및 온대 몬순, 서풍 및 동풍, 열대 저기압, 온대 저기압 및 고기압, 제트 기류)의 일부인 고려되는 모든 유형의 대기 순환은 해양과 대륙 사이의 기단 교환을 보장합니다. 고위도 및 저위도, 해양에서 대륙으로의 수분 이동.

구역 내 교환은 주로 평행선을 따라 높이에서 기류(준지영풍), 위도 간 교환(표층의 자오선 구성 요소로 인해) 및 온대 위도에서 주로 사이클론 및 고기압으로 인해 발생합니다.

사이클론 활동은 주간 기상 변동성의 원인이기도 합니다.

지역 바람. 국지풍이란 일정한 지역에 있는 바람을 말한다. 특징해당 지역의 지리와 관련이 있습니다. 그것은 다음과 같을 수 있습니다: 대기의 일반적인 순환(미풍, 산골 바람)과 독립적인 국부 순환의 징후; 대기의 일반적인 순환 흐름 (foehn, bora 등)에 대한 지역 지형의 영향의 결과; 대류의 발현, 때때로 와류 특성 ( 모래 폭풍); 건조, 먼지, 저온 등과 같은 주어진 지역에 대한 특수한 특성을 가진 일반 순환 과정 (Afghan, Khamsin).

미풍. 미풍은 근처에서 발생하는 바람이라고합니다. 해안선바다 및 기타 큰 수역이며 뚜렷한 주간 방향 변화가 있습니다. 낮에는 바람이 바다에서 육지로 분다. 이것은 해풍이고 밤에는 육지에서 바다로 해안 바람이다(그림 2.10). 산들 바람의 원인은 바다와 육지의 기온 차이로 인해 닫힌 열 순환이 발생합니다. 해풍은 일반적으로 육지풍보다 강합니다. 이는 낮의 바다와 육지의 온도차가 밤보다 더 크기 때문입니다. 그렇기 때문에 해풍은 4~6m/s의 속도로 수십km 육지 깊숙이 침투하고, 해안풍은 3~4m/s의 속도로 8~10km 바다 깊숙이 침투한다.

산들바람 순환은 열대 지방, 특히 사막과 접해 있는 바다 연안에서 더 두드러집니다.

산골풍과 같은 경사풍은 많은 산악 지역에서 관찰되며 낮에는 경사면을 따라 위쪽으로, 밤에는 아래쪽으로 분다(그림 2.11). 미풍처럼 그것들은 매일의 주기성을 가지고 있습니다. 낮에는 산이나 계곡의 경사면에 인접한 공기가 같은 높이이지만 경사면에서 멀리 떨어진 공기보다 더 가열됩니다. 따뜻한 공기는 경사면을 올라와 계곡에서 공기를 빨아들이고, 자유대기에서 공기가 내려와 그 자리를 대신한다. 순환이 형성됩니다. 밤에 슬로프가 차가워지면 역순환이 발생합니다.

산골풍은 평야가 내려다보이는 크고 깊은 계곡에서 발생합니다. 낮에는 바람이 계곡을 불고 밤에는 산에서 평원으로 내려갑니다. 특정 높이에서 바람은 방향을 바꿉니다. 산골 바람의 수직 길이는 수십에서 수백 미터에 이릅니다.

빙하 바람은 빙하 방향을 따라 분다. 이 바람은 빙하 표면에 인접한 공기가 식고 낮에는 좁아지는 경사 위의 공기보다 더 차갑게 유지될 때 발생합니다. 이 바람은 빙하 위의 기온과 자유 대기의 기온이 큰 대조를 이루는 낮에 최대 강도에 도달하며 빙하 바람 층의 높이는 수십에서 수백 미터입니다.

가장 명확하게 고려되는 열 기원의 바람은 대규모 대기 교란의 영향을 받지 않는 고기압에서 나타납니다.

지형에 의한 기류의 기계적 교란으로 인해 지역 바람이 발생할 수도 있습니다. 이 바람에는 foehn과 bora가 포함됩니다.

Föhn은 높은 산에서 계곡이나 바다로 부는 건조하고 뜨거운 바람입니다. 이 바람은 공기 흐름의 경로가 위치한 산맥을 가로질러 만날 때 발생합니다. 기류 경로에 3km 높이의 산맥이 있고 바람이 불어 오는 쪽의 기슭의 기온이 20 ° C라고 가정합니다 (그림 2.12). 결로 수준이 고도 1.3km에 있다고 가정합니다. 장애물을 만난 표면 흐름은 능선의 경사면을 따라 상승하기 시작하고 응축 수준에 도달할 때까지 단열적으로 냉각됩니다. 100m 상승. 응축 수준 위로 더 올라가면 수증기가 응축되기 시작하여 강수량과 함께 구름을 형성합니다. 응축 수준에서 공기 온도의 강하 최대 높이상승(최대 3km)은 고도 100m당 0.5°C의 온도 구배로 습한 단열 법칙에 따라 발생합니다.

동적 압력의 영향으로 능선의 상단에 도달한 공기의 일부가 능선의 여유 발로 내려가 가열되기 시작합니다. 난방은 고도 100m당 1°C의 온도 구배를 갖는 건조 단열 법칙에 따라 발생하며, 그 결과 공기 온도는 능선 기슭에서 28.5°C로 상승합니다.

온도의 증가는 감소를 동반합니다 상대습도공기. 헤어드라이어를 사용하면 온도와 공기 습도가 빠르고 급격하게 변할 수 있습니다. 1~2시간 안에 온도가 30~40°C 상승할 수 있습니다. 헤어 드라이어의 지속 시간은 몇 시간에서 5일 이상입니다. 푄의 풍속은 작은 값에서 최대 15-20m/s 범위이며 때로는 30-40m/s에 이릅니다.

헤어 드라이어는 모든 곳에서 관찰됩니다. 산악 시스템평화. 겨울에는 foehn이 산에 눈이 내리고 봄과 여름에 산에 눈이 빨리 녹고 유출 될 수 있습니다. 산악 강. 여름에는 높은 건조와 온도로 인해 식생에 악영향을 미칠 수 있습니다.

건조한 바람 - 25 ° C 이상의 온도 (종종 최대 35-40 ° C)의 바람, 30 % 미만의 상대 습도, 5m / s 이상의 속도 (종종 최대 20m / s)의 큰 포화 적자 , 여름에 러시아 유럽 영토의 대초원, 숲 대초원 지대, 특히 카스피 저지대, 뿐만 아니라 카자흐스탄과 중앙 아시아.

건조한 바람은 대부분 북극 기원의 기단 변형의 결과로 형성됩니다. 북극 공기는 동쪽을 따라 북쪽에서 침입합니다.
안티 사이클론의 주변, 데 낮은 온도그리고 절대 습도. 대륙을 넘어 저위도로 이동하면 강하게 따뜻해지고 더 건조해집니다. 안티 사이클론의 남쪽과 남서쪽 주변을 따라 경로를 계속하면 북극 공기는 이미 뜨겁고 건조한 위 지역으로 들어갑니다. 건조한 바람의 형성은 또한 공기의 가열과 습도 감소에 기여하는 안티 사이클론의 중앙 부분에서 공기의 하향 이동에 의해 영향을받습니다.

러시아의 유럽 지역 남동부에서는 4월부터 9월까지 건조한 바람이 불며, 특히 카스피해 저지대에서 자주 볼 수 있습니다. 이 기간 동안 Saratov-Astrakhan 지역에서는 건조한 바람과 중앙 아시아 사막에서 최대 180 일 동안 40-80 일이 있습니다.

건조한 바람 - 농업에 가장 불리한 바람 중 하나 기상 현상. 높은 온도, 낮은 습도 및 상당한 풍속으로 인해 토양에서 수분이 집중적으로 증발하고 식물에 의한 증발이 발생하여 결과적으로 가뭄이 발생합니다. 이러한 조건에서 식물은 뿌리 시스템이 땅에 충분한 물을 공급할 시간이 없기 때문에 토양에 충분한 수분을 공급하더라도 건조합니다.

건조한 바람과 유사한 열풍은 열대 및 아열대 지역에서 관찰되며 지역 이름이 있습니다.

Samum은 아라비아와 북아프리카 사막의 국지풍으로 모래가 강한 스콜의 성격을 가지고 있습니다. 종종 뇌우를 동반한 폭풍우.

캄신(Khamsin) - 특히 봄철에 자주 발생하는 아프리카 북동부 남쪽 방향의 건조하고 뜨거운 바람은 먼지와 모래를 대량으로 운반하여 가시성을 크게 떨어뜨립니다.

Sirocco는 따뜻하고 습한 바람의 이탈리아 이름입니다. 아라비아, 팔레스타인 및 메소포타미아에서는 이러한 유형의 바람이 매우 건조하고 모래 먼지 구름을 운반합니다.

보라 - 낮은 산맥에서 옆으로 부는 강하고 차갑고 돌풍 따뜻한 바다. 주로 추운 계절에 형성되는데, 추운 대륙 위에 고기압대가 형성되고 따뜻한 저수조 위에 저기압대가 형성된다. 동시에 차가운 공기가 바다를 향해 이동하기 시작합니다. 도중에 산맥을 만나면 공기는 가장 낮은 높이에서 산맥을 가로지르는 경향이 있으므로 대부분 패스를 통해 이동합니다. 이 경우 공기 흐름이 좁아져 속도가 증가합니다. 패스의 높이가 상대적으로 낮기 때문에 보라 동안 하강하는 공기의 단열 가열은 미미합니다.

Bora는 Novorossiysk Bay 지역과 Adriatic 해안에서 오랫동안 알려져 왔습니다. Novorossiysk에서는 1년 동안 bora와 함께 46일이 있습니다. 최대 풍속 60m/s, 공기 온도 감소 - 25°С 이상. Novorossiysk bora는 이미 해안에서 몇 킬로미터 떨어진 바다에서 죽습니다. 보라의 기간은 1-3일입니다. Bora는 북극의 Novaya Zemlya에서도 발견됩니다. 프랑스에서 보라의 현지 이름은 미스트랄입니다. ^^

그린란드, 특히 남극 대륙에서는 katabatic 바람이 관찰됩니다. 이것은 다소 긴 완만 한 경사를 따라 힘, 중력의 작용에 따라 냉각 된 공기의 움직임입니다.

남극에서는 높은 얼음 고원이 얼음 돔 위에 강력한 고기압을 형성하고 차가운 공기의 흐름을 형성합니다. katabatic 바람은 얼음 경사가 다소 가파르거나 유출 방향과 일치하는 빙하 계곡이 있는 남극 대륙 지역에서 특히 강합니다. 풍속은 해안 쪽으로 증가하고 해안 근처에서는 20m/s에 이르고 최대 90m/s의 돌풍과 함께 45m/s의 속도가 기록되었습니다.

스콜은 제한된 지역에서 급격한 단기간의 바람 증가입니다. 대부분의 경우 스콜은 지역 대류 또는 한랭 전선의 적란운이 통과하는 동안 형성됩니다. 풍속 20m/s 이상.

대기 성층화가 매우 불안정한 조건에서 뇌우 스콜 외에도 수직축을 가진 특수 와류도 발생할 수 있습니다. 이들은 매우 작은 먼지가 많은 회오리바람으로, 많은 경우 사막의 과열된 토양 위에서(사막에서만이 아님), 특히 기본 표면의 특성이 극적으로 변하는 경계 *에서 발생합니다. 사하라 사막에서 10평방미터의 면적에 km, 하루에 최대 100개의 소용돌이가 관찰되는 경우가 있습니다.

토네이도는 스콜이나 뇌우 중에 발생하는 수직축을 가진 소용돌이로 회전 속도가 매우 빠릅니다. 구름을 땅이나 물에 연결하여 상당한 속도로 움직이며 파괴력이 크다. 육지 위의 토네이도를 혈전이라고 하고 미국에서는 토네이도라고 합니다. 물 위의 토네이도 직경은 약 100m, 육지는 최대 1000m, 높이는 약 1km입니다. 파괴의 특성상 이러한 와류에서의 공기 이동 속도는 50-100m/s이고 특히 강렬한 토네이도에서는 250m/s에 도달하며 속도는 70-90m/s입니다. 소용돌이 내부에는 매우 낮은 압력이 있습니다.

5. 해류

기후 형성에 특히 중요한 것은 해양과 대기 사이의 상호 작용이며, 이는 열, 수분 및 운동량의 교환으로 나타납니다. 바다는 태양열과 습기의 거대한 축적기입니다. 덕분에 지구의 급격한 온도 변동이 완화되고 외딴 지역이 축축 해집니다.

주로 대기순환의 영향으로 일어나는 해양순환은 위도간 열전달에 중요한 역할을 한다. 저위도에서 고위도로, 고위도에서 저위도로 전체 이류 열 전달의 약 절반은 해류에 의해 수행되고 나머지 절반은 대기 순환을 통해 수행되는 것으로 확인되었습니다.

해류는 주로 기온, 분포 및 기단의 온도 층화에 영향을 미칩니다. 한류는 대기의 안정성을 증가시켜 공기와 수증기의 수직 교환을 약화시킵니다. 따라서 안개의 빈도가 증가하고 흐림과 강수량이 감소하여 해안 사막의 유지에 기여합니다.

반대로 따뜻한 흐름은 대기의 열 대류의 발달에 기여하여 결과적으로 상당한 높이의 공기 가습을 유발합니다. 특히 큰 것은 따뜻한 흐름에 대한 공기의 불안정성입니다. 겨울 시간, 노르웨이 해안과 같은 북쪽 지역에서도 종종 겨울 뇌우로 이어집니다. 강수량이 증가하는 지역은 일반적으로 난류에 국한됩니다. 세계 해양의 해류 계획이 그림에 나와 있습니다. 2.13.

위도 방향의 해류는 위도 간 열 전달에 참여하지 않기 때문에 중립적입니다(북쪽 무역풍, 남쪽 무역풍, 적도 역류 등 포함).

열대 벨트에서 남쪽 또는 북쪽으로 흐르는 해류는 따뜻하고 고위도에서 저위도로 향하는 해류는 차갑습니다. 예를 들어 플로리다와 쿠바 사이의 해협을 통해 멕시코만에서 강력한 따뜻한 플로리다 해류가 발생하여 온도가 28 ° C 이상인 걸프 스트림 시스템이 발생합니다. 이 개울의 가장 큰 너비는 120km, 깊이는 2km, 길이는 10,000km, 물의 흐름은 9-10 10m 3 /h입니다. 이 개울은 모든 강보다 22배 더 많은 물을 운반합니다. 지구본.

대서양을 건너는 걸프 스트림은 북동쪽으로 향하고 여러 스트림으로 나뉩니다. 그것은 노르웨이 해안을 씻는 서유럽 해안에 엄청난 양의 열을 가져오고 바 렌츠 해에서 스발 바르로 침투하여 북극의 서부 지역을 크게 온난화시킵니다.

Baffin Sea - Labrador Sea -에서 남쪽으로 향하는 큰 한류가 걸프 스트림을 만나면 Subpolar Hydrological Front가 형성됩니다. 이것은 사이클론이 자주 발생하는 곳입니다.

남반구의 서쪽 수송 지역에서는 강력한 서쪽 바람이 흐릅니다. 남반구 고위도에서 페루 한류는 남미 서해안을 따라 흐르고, 캘리포니아 한류는 북미 서해안을 따라 흐른다. 세계 해양의 다른 지역에도 대규모 해양 순환이 존재합니다.

고위도에서 오는 한류는 열대 지방의 냉각에 기여합니다. 열대 지방에서 온 따뜻한 해류가 고위도 지역을 따뜻하게 합니다. 대기 순환의 영향으로 발생하는 해류는 대기 순환에 영향을 미칩니다.

을 위한 최근 수십 년간기후학자에게 실용적이고 과학적으로 큰 관심을 끄는 것은 엘니뇨 현상입니다. 엘니뇨 현상은 서해안 태평양 표층수 온도의 비정상적 증가로 표현됩니다. 남아메리카여름 동안. 이 현상에 대한 이유는 완전히 이해되지 않았지만 엘니뇨 강도의 증가는 무역풍이 약해지고 다른 기류의 변화가 수년에 걸쳐 나타난다는 것이 입증되었습니다.

엘니뇨의 강도는 일정한 주기성을 가지고 나타납니다. 그래서 1982년에는 태평양 표면 온도의 이상 현상이 광활한 지역에 퍼져 6C에 이르렀습니다.

엘니뇨 기간 동안, 서해안남아메리카는 아타카마 사막과 같이 수년 동안 비가 내리지 않은 지역에서도 재앙적인 폭우를 경험했습니다.

대기의 전반적인 순환 장애의 산물인 엘니뇨 자체가 전 지구적 지역의 저기압 활동에 영향을 미쳐 이상 기상 현상, 일부 지역의 홍수, 다른 지역의 가뭄, 토네이도 및 토네이도 형성을 일으킵니다. .

엘니뇨의 도래는 차가운 페루 해류를 페루와 칠레 해안에서 밀어내어 심해의 상승을 막습니다. 산소 함량이 낮은 이 지역으로의 따뜻한 물의 유입은 다음에 해로운 영향을 미칩니다. 야채 세계어업이 중요한 해안 국가의 경제에 악영향을 미치는 살아있는 유기체.

따라서 해류는 대기순환을 통해 광활한 지역의 기후에 영향을 미치는 강력한 기후 형성 인자이다.

6. 기후 형성에서 구호의 역할

구호는 기후, 특히 큰 지형 - 산에 큰 영향을 미칩니다. 산에서는 산기후라고하는 특별한 유형의 기후가 생성됩니다.

높이가 높은 산에서는 위에 위치한 기단의 감소와 투명성의 증가로 인해 태양 복사의 유입이 증가합니다. 단파 복사의 비율이 크게 증가합니다. 그러나 일사량의 증가는 강력한 유효 복사열의 결과로 인한 열 손실을 보상하지 않습니다. 이러한 이유와 단열 냉각의 영향으로 공기 온도는 고도에 따라 감소합니다. 그러나 겨울에 온도 역전이 형성되면 기온이 일정 높이까지 올라갈 수 있습니다. 이러한 반전의 발생은 차가운 공기가 아래로 내려가는 중공에 의해 촉진됩니다. 따라서 Verkhoyansk(고도 120m)의 2월 평균 기온은 -46.8°C이고, Verkhoyansk 산등성이에 위치한 해발 1020m의 Semenovsky Rudnik의 기온은 -30.5°C입니다.

기온의 일일 및 연간 진폭은 고도에 따라 감소합니다. 저지대에 비해 연간 최고 기온과 최저 기온이 시작되는 데 지연이 있습니다.

절대습도높이에 따라 감소하고 상대적으로 거의 변하지 않습니다.

산에서 가장 적은 흐림은 겨울에 관찰됩니다. 이것은 겨울에는 결로 수준이 여름보다 낮아서 구름이 더 낮게 위치하여 산맥을 노출한다는 사실에 의해 설명됩니다. 구름의 양은 바람이 불어오는 경사면에서 더 많고 바람이 불어오는 경사면에서는 적습니다.

산에는 더 많은 강수량이 있지만 이러한 증가는 지리적 조건, 연중 시간에 따라 특정 높이까지만 발생합니다. 따라서 중앙 코카서스에서는 강수량이 3000m 높이까지 증가한 다음 감소하기 시작합니다. 강수량은 습한 바람을 마주하는 경사면에 더 많이 내립니다.

높은 산에서는 일정 높이에 설선이 있으며 그 위에는 일년 내내 눈이 내립니다.

설선의 높이는 지리적 위도, 슬로프의 노출, 기후의 대륙성에 따라 달라집니다. 극지 국가에서는 낮습니다. 남쪽으로 이동하면 스노우 라인이 올라가고 열대 위도에서는 4500-5000m 높이에 도달합니다.

산은 바람에 큰 영향을 미칩니다. 기단을 지연시키고 이동 방향을 바꿉니다. 또한 푄풍, 보라풍, 산계풍, 빙하풍의 형태로 산간지역에 국지풍이 생성된다.

대기 전선도 산의 영향을 받습니다. 산맥에 접근하면 전방이 움직임을 늦춥니다. 능선이 충분히 높으면 전면이 측면에서 돌아갑니다. 차가운 공기가 높은 산맥 위로 흐르면 하강하면서 공기의 단열 가열로 인해 따뜻하고 건조한 날씨가 풍하측에 설정됩니다(푀 효과). 능선이 낮으면 찬 공기가 낮아지면서 보라 현상이 일어난다. 온난전선이 산맥에 접근하면 크게 변형되며 산맥에서 200~300km 떨어진 곳에서만 그 윤곽이 복원된다.

산맥은 자신이 위치한 지역의 기후뿐만 아니라 인접 지역의 기후에도 큰 영향을 미친다. 특히 추운 기단을 억류하는 산맥은 기후 조건이 다른 지역을 구분하는 경계가 될 수 있으므로 Caucasus Range의 영향으로 Transcaucasia의 따뜻한 기후는 Ciscaucasia의 혹독한 기후와 다릅니다. 낮은 고도(예: 중앙 러시아, 볼가 등)도 평평한 지형의 기후에 영향을 줄 수 있습니다.

산악 지역은 기후 특성의 공간적 분포의 큰 불균일성(스포팅)이 특징입니다.

고도 기후 구역은 산에서 발생합니다. 이 현상은 산에서 높이에 따른 기상 요소의 변화가 기후 조건의 전체 복합체에 급격한 변화를 일으킨다는 사실에 있습니다. 다른 기후 위에 하나가 형성됨

초목에 해당하는 변화가 있는 하늘 구역(또는 벨트). 이 고도의 변화 기후대위도 방향의 기후대 변화와 유사하지만 유일한 차이점은 수천 킬로미터에 걸쳐 수평 방향으로 발생하는 변화의 경우 산에서는 킬로미터 단위의 고도 변화만 필요하다는 것입니다. 동시에 산의 초목은 다음 순서로 교체됩니다. 낙엽 활엽수림(건조한 기후에서는 발에서 시작하지 않고 특정 높이에서 시작) 다음을 따릅니다. 침엽수림및 관목, 목초의 고산 식물 및 기는 관목; 또한 스노우 라인 뒤에는 눈과 얼음 영역이 있습니다.

7. 기후의 분류

지구의 표면에는 큰 다양성기후. 지구의 기후를 특정 시스템으로 가져오고 특정 유형의 기후 분포 경계를 제공하는 다양한 분류가 있습니다. 후자가 대단하다 실용적인 가치, 인간의 경제 활동 이후 동물과 식물 유기체의 중요한 활동은 기후와 관련이 있습니다.

기후 L.S.의 풍경-식물 분류 베르가

L.S.가 개발한 기후의 조경 식물 분류. 산. 분류는 토지를 포함합니다. 이 분류에 따라 기후가 구별됩니다. 영원한 서리; 동토대; 타이가; 낙엽 활엽수림, 온대 지역; 온대 위도의 몬순 기후; 대초원; 지중해; 아열대림; 온대 사막; 아열대 사막; 사바나; 습한 열대 우림.

영원한 서리의 기후는 남극 대륙의 북극 (그린란드의 빙하 고원, Franz Josef Land, Novaya Zemlya의 일부, Severnaya Zemlya의 일부)에서 생성됩니다. 연간 방사선 균형은 음수입니다. 가장 따뜻한 곳은 북극의 대서양-유럽 부분입니다. 스발바르의 1월 평균 기온은 -13.5 °C, 7월 평균 기온은 2~10 °C입니다. 북극 아시아 지역의 기후는 더 대륙성입니다. 1월의 평균 기온은 -30 °C, 7월의 평균 기온은 2-8 °C입니다. 가장 심한 기후 조건그린란드에서. 섬 중앙부의 얼음 두께는 3400m이며 1월 기온은 49°C, 7월 -13°C, 최저 기온은 -64°C까지 떨어질 수 있습니다. 남극 대륙의 기후는 북극보다 더 혹독합니다.

7~8월 해안의 평균 기온은 -15~-25 °C, 내륙 지역은 -50 -5 - -70 °C 이하입니다. 여름에는 해안 -5 °С (깊이 -28 -35 °С). 포위