정면 사이클론의 개발 단계. 사이클론과 안티사이클론의 출현과 발전 사이클론 재생의 주요 징후는 다음과 같습니다.

시작되는 프로세스충전재 집진 장치 홈으로 대체되었으며,파괴 고기압 증폭으로 대체되어 호출됩니다.재건 baric 형성.

사이클론 재생 다음과 같은 경우에 발생합니다.

첫 번째 경우(유형 I) - 새로운 주 전선이 충진 사이클론으로 들어갈 때(후퇴할 때)(그림 3.11)

두 번째 경우(유형 II) - 충전 사이클론 중심 근처에 새로운 사이클론이 형성 및 개발된 후 두 중심이 병합됩니다.

그림 3.11. 유형 I 사이클론 재생 방식

I - 초기 기간 및 II - 최종 기간

Type I 사이클론 재생(그림 3.11)에 따르면 차가운 공기가 충진 사이클론 후면으로 유입됩니다. 이 프로세스는 추가 온도 대비를 생성하고 이 사이클론 중심 근처에서 설정된 온도 대칭을 깨뜨립니다. 새로운 주요 전선에서는 기존 사이클론을 배경으로 발전하는 독립 사이클론이 발생합니다.

유형 II 사이클론 재생(그림 3.12)에 따르면, 느리게 움직이는 사이클론의 한랭 전선에서 발생한 사이클론은 발전하고 깊어지며 그 방향으로 혼합됩니다. 이 경우, 기존 사이클론이 빠르게 채워지고 그 자리에 새로운 심화 사이클론이 나타나는 방식으로 baric field가 재배치됩니다.

쌀. 3.12. 유형 II 사이클론 재생 방식.

나- 첫 단계; II - 마지막 단계

안티사이클론의 재생 다음 조건에서 발생합니다.

- 첫 번째 경우(I 유형) - 최종 안티사이클론과 정주성 오래된 안티사이클론이 합류하는 지점;

- 두 번째 경우(유형 II) - 기존 안티사이클론에 박차를 가하여 새로운 안티사이클론이 개발되었습니다.

열압력 장에서 수평 온도 구배의 새로운 증가가 관찰되고 항고환발생에 유리한 조건이 생성될 때 고기압 재생이 발생합니다. 두 재생 과정 모두 오래되고 붕괴되는 비활성 고기압이라는 공통 기반을 가지고 있습니다(그림 3.13).

쌀. 3.13. 유형 II 안티사이클론 재생

나 - 초기 단계; II - 중간 단계; III - 최종 단계

사이클론(안티사이클론) 재생의 고려된 과정에서, 기존의 배경을 배경으로 발전하는 새로운 baric 형성은 새로 형성된 것과 마찬가지로 모든 단계를 거칩니다. 재생 과정의 특징은 이 경우 열압력 장이 오래된 약화되는 baric 형성에 해당한다는 사실에 있습니다.

3.3 열대저기압

일반 정보.열대저기압은 엄청난 파괴력과 에너지를 지닌 가장 강력한 자연현상이다. 하루 사이클론은 다음과 같은 에너지를 방출합니다. 5 10 16 kJ이는 1945년 8월 미국이 일본의 히로시마와 나가사키 도시에 원자폭탄 50만개를 투하한 것과 맞먹는다.

1932년 9월 허리케인이 발생했을 때 푸에르토리코 지역에 2.5 10 9가 떨어졌습니다. 티강수량. 강력한 허리케인 샌디가 강타했습니다. 서해안 2012년 10월 북미.

막대한 에너지를 지닌 열대성 저기압은 섬과 해안 지역을 통과해 엄청난 피해를 입히고 수많은 사람을 죽게 합니다. 그러한 파괴는 허리케인 바람최대 속도 100 밀리미터/초, 폭우 및 물의 급증과 관련된 폭풍우 및 재앙적인 홍수는 8-10의 높이에 도달합니다. 중.

최대 강도에 도달한 열대 저기압에는 고유한 지역 이름이 있습니다. 태풍, 허리케인, 와일리 밸리(호주), 와우(오세아니아), 바기오(필리핀 제도) 등등

허리케인 강도에 도달한 사이클론은 여성 이름으로 불리며, 1977년부터는 남성 이름으로도 불립니다.

태평양에서는 이름 외에도 각 사이클론에 대해 발생 연도와 일련 번호( 예를 들어: 7809 - 1978 No. 9 Zn).

원산지 및 이동 궤적.열대 저기압은 적도 양쪽의 위도 10°~20° 사이에서 가장 자주 형성됩니다. 가장 큰 숫자사이클론은 열대 태평양 북부(연간 약 30회 사이클론)와 대서양(연간 약 10회 사이클론)에서 발생합니다. 인도양에서는 다음에서 가장 자주 발생합니다. 벵골만, 아라비아해그리고 지역에서는 마스카렌 제도그리고 마다가스카르 동쪽.

열대 저기압은 일년 중 거의 언제든지 형성됩니다. 핵 생성의 최대 빈도는 다음과 같습니다. 8월 9월 V 북부 지역태평양과 대서양, 5월과 11월벵골만과 아라비아해 그리고 1월남서태평양에서.

대서양의 아조레스 고기압 남쪽 주변에서 발생하는 열대저기압과 호놀룰루 고등학교태평양에서는 서쪽으로 이동하고 동쪽 해안에 접근함에 따라 북아메리카그리고 아시아 북서쪽으로, 북쪽으로 방향을 틀다, 그리고 에너지를 잃은 후, 북동, 이미 일반 사이클론처럼.

열대 저기압이 100~200도로 본토 깊숙히 들어갈 때 킬로미터, 강도가 크게 감소합니다. 그들의 속도는 약 20 km/h. 이러한 사이클론의 수명은 2 ¼ 18일입니다. 태풍과 허리케인의 궤적은 사이클론이 성숙기에 도달하는 위도 20° 지역에서 정점에 이르는 거대한 포물선입니다. 이 단계에서 중앙의 압력은 최소값에 도달합니다. 950 – 960 hPa, 절대 최소값 875 hPa, 최대 풍속 및 소나기 강도.

성숙 단계에 도달하면 사이클론이 가득 차기 시작하고 이동 속도가 증가합니다. 30 – 40 km/h

열대 저기압의 구조와 기상 조건.열대 저기압의 수직 치수는 다음과 같습니다. 8–15 킬로미터. 수평 크기는 온대 위도의 사이클론에 비해 작으며 80 ¼ 1000 킬로미터.

중심부와 외곽의 기압차이 열렬한사이클론은

14~17hPa/100km, 최대값은 다음과 같습니다. 60 hPa/100km.

열대 저기압의 최대 풍속은 다음과 같습니다. 90 밀리미터/초, 간접 추정으로 얻은 - 110 밀리미터/초(그림 3.14). 열대 저기압의 풍속은 수평으로 고르지 않게 분포됩니다.

쌀. 3.14 열대저기압의 풍속 변화 그래프

사이클론 중앙부(직경 20~50) 킬로미터), 라고 불리는 " 폭풍의 눈 ”, 풍속이 낮고 바람의 방향이 불안정합니다(그림 3.15 참조). 저기압의 중심에는 상층부가 흐려지거나 구름이 없는 날씨가 관측되며, 정상파는 10 중. "폭풍의 눈"은 사이클론 전체 면적의 1% 이하를 차지합니다.

열대 저기압의 공기 이동은 온대 위도의 저기압과 같은 방식으로 발생합니다.

발생, 흐름 수렴의 영향으로 오름차순 정렬 스트림습하고 불안정한 공기 속에서 형성에 기여적란운과 다른 구름 형태의 사이클론 속에서, "폭풍의 눈"을 벽으로 둘러싸고 있습니다. 이 구름벽의 너비(그림 3.15 참조)는 수백 킬로미터에 달하며, 이는 치명적인 풍속대와 일치합니다. 구름의 높이는 300에서 500 사이입니다. 중최대 12 - 15 킬로미터.

그림 3.15. 열대 저기압의 수직 단면

집중 호우이 구름에서 떨어지는 것은 매우 강렬합니다. 사이클론이 관측 지점을 통과하는 동안 평균 최대 500 mm, 예외적인 경우 최대 2500 mm강수량.

열대저기압은 다음 지역에서만 발생합니다. 수온해수면의 경도는 26°~27°에 이릅니다. 와 함께그리고 상대습도가 높은 경우. 이러한 저기압은 북쪽에서 인도양의 저위도로 대류권 중층과 상부의 차가운 공기가 침입할 때만 생성됩니다. 이는 열적 불안정성을 증가시키고 강렬한 대류 공기 이동의 출현에 기여합니다.

이동 과정에서 차가운 공기는 주로 제트기 형태로 대류권 중층과 상부의 저기압 지역으로 유입됩니다. 공기 유입의 영향으로 사이클론은 진행 흐름의 속도에 중첩되어 매우 복잡한 궤적을 초래하는 운동 속도 구성 요소를 심화하고 획득합니다.

다음 조건은 열대 저기압의 출현에 기여합니다.

온대 수렴대에서 초기 저기압 교란의 존재;

수평 온도 구배에 따른 경압 불안정성;

비틀림 효과를 생성하기에 충분한 코리올리 힘의 값;

해수면 온도 26° 이상 와 함께;

대기의 대류 불안정성으로 대류 침투에 유리합니다.

일본해와 연해주로 유입되는 태풍은 더 북쪽 지역에서 후방으로 유입되는 한랭의 영향으로 재생되는 경우가 많습니다. 그 결과 태풍은 오랫동안 세력을 유지하며 북쪽으로 멀리 오호츠크해와 캄차카 반도까지 침투한다.

"폭풍의 눈"열대 저기압의 경이롭고 신비한 현상입니다. 이 부분은 흐림이 거의 없고 풍속도 40에서 50으로 급격하게 감소합니다. 밀리미터/초~ 전에

3 – 5 밀리미터/초. 바다의 거칠기는 혼란스러운 성격을 띠고 있습니다. 파도는 크고 무질서하며 경사도가 높습니다(군집). 4 이상의 파도 높이 중.

"폭풍의 눈"은 공기의 하향 이동을 특징으로 한다는 것이 전통적으로 받아들여지고 있습니다. 그러나 이 결론은 사이클론에서 상승하는 흐름이 중앙 부분을 향해 수렴하고 공기의 위쪽 이동을 유발할 수밖에 없으며 속도는 중앙 부분에서 최대라는 사실과 일치하지 않습니다.

열대저기압 중심부의 흐림이 급격히 감소하는 주된 이유는 상승하는 흐름에 의해 해수면에서 대기로 열이 전달되어 기온이 상승하기 때문입니다. 수면의 강한 파도로 인해 열 전달이 증가합니다. 결과적으로 차가운 공기와 잘 가열된 물의 접촉 면적이 크게 증가합니다. 이러한 이유로 바다로부터의 열전달이 최대이다사이클론의 중앙 부분에서 수직 풍속의 값은 최대입니다.

열대 저기압과 온대 위도의 저기압에서는 수직 속도가 높이에 따라 변하고 대류권 중간에서 최대에 도달합니다. 따라서 대류권의 이 부분에서는 대류 열 유입이 최대입니다.

사이클론 중앙 부분의 기온이 몇도(5°에서 15°로) 증가합니다. 와 함께)는 이 영역의 수분 함량을 감소시키고 물방울의 증발을 유발합니다. 구름의 산란.

이것이 열대 저기압에서 "폭풍의 눈"이 형성되는 주된 이유입니다.

구름의 벽이 형성되는 사이클론의 주요 부분에는 바다에서 대기로의 열 유입도 중요한 역할을합니다. 그러나 이 부분은 중앙 부분보다 해수면 온도가 낮고 상승 기류의 속도도 느립니다. 따라서 이 부분의 열 유입은 상승 기류에서 형성되는 적란운의 수분 함량을 크게 변화시킬 만큼 크지 않습니다.

개발 단계. 온대 위도의 저기압과 마찬가지로 열대 저기압은 네 가지 발달 단계를 거칩니다.

형성 단계.이 단계에서 중앙의 압력은 1000 이상입니다. hPa. 바람은 적당하다. 이 단계에서는 2가지 유형의 열대성 저기압이 발생할 수 있습니다. 느린 속도(수일)와 폭발성(최대 12일)이 발생할 수 있습니다. 시간.

젊은 사이클론의 단계. 1000 미만의 중앙 압력 hPa. 허리케인급 바람은 이 사이클론의 적어도 한 부분에서 관찰됩니다. 이 단계에서는 개발 단계에 관계없이 가능합니다. 두 가지 유형개발:

~에 첫 번째 유형~ 후에 짧은 기간허리케인 바람은 열대성 저기압의 한 부분으로 채워지기 시작하고 오랫동안 열대 저기압의 형태로 존재합니다.

~에 두 번째 유형사이클론의 발달이 급격히 심화됩니다. 중앙의 압력이 급격히 감소합니다. 허리케인 바람은 사이클론 중심 주위에 빽빽한 구름 고리를 형성합니다. 흩어져 있는 돌풍 구름으로부터 중앙에 모이는 좁은 나선형 띠로 구성된 조화로운 구름 시스템이 형성되며, 이는 작은 영역을 덮습니다.

성숙단계.이 단계에는 사이클론 중심의 압력 강하 정지. 풍속은 더 이상 증가하지 않지만 허리케인 구역은 확장됩니다. 젊은 사이클론 허리케인 바람의 단계에서 반경 30 - 50 내에서만 관찰되는 경우 킬로미터, 성숙 단계가 끝날 때까지 이 영역은 이미 300 - 350입니다. 킬로미터. 이 단계는 며칠 동안 지속됩니다.

부패 단계사이클론 충전의 시작은 감쇠 단계로의 전환을 의미합니다. 대부분 이런 일이 발생합니다 사이클론이 열대 위도 지역에서 서풍 지역으로 이동하거나 본토에 진입할 때 발생합니다.

강도에 따라 열대 저기압은 표 3.1에 표시된 바와 같이 baric 형성으로 구분됩니다.

집진 장치- 중앙에 저기압이 있는 대기 소용돌이. 북반구의 사이클론 바람은 시계 반대 방향으로 불고, 하층에서는 남반구의 중심, 시계 방향으로 벗어납니다.

사이클론은 코리올리 힘 덕분에 지구의 자전으로 인해 끊임없이 자연적으로 나타납니다. 사이클론의 통과는 강력한 구름의 형성과 강수량과 관련이 있습니다.

사이클론에는 온대 및 열대의 두 가지 주요 유형이 있습니다. 첫 번째는 온대 또는 극지방에서 형성되며 개발 초기에는 직경이 수천 킬로미터이고 소위 중앙 사이클론의 경우 최대 수천 킬로미터입니다. 후자는 열대 위도에서 형성되며 더 작지만(수백, 거의 천 킬로미터를 넘지 않음) 큰 baric 기울기와 폭풍에 도달하는 풍속을 갖습니다. 열대 저기압은 발달 과정에서 온대 저기압으로 변할 수 있습니다.

북위와 남위 8-10 ° 이하에서는 사이클론이 매우 드물게 발생하며 적도 바로 근처에서는 전혀 발생하지 않습니다.

사이클론은 지구 대기뿐만 아니라 다른 행성의 대기에서도 발생합니다. 예를 들어, 목성의 대기에서는 소위 대적점(Great Red Spot)이 수년 동안 관찰되었는데, 이는 분명히 장기적인 사이클론입니다. 그러나 다른 행성 대기의 사이클론은 충분히 연구되지 않았습니다. 순환 발생은 사이클론의 형성입니다. 온대 위도전면에 발생합니다.

순환생성- 대기 중 사이클론 순환의 발달 또는 강화(저압 영역). 이는 여러 가지 다른 프로세스에 대한 일반적인 용어로, 모두 일종의 사이클론이 발생하게 됩니다.

사이클론에는 두 가지 주요 유형이 있습니다. 온대 및 열대. 첫 번째는 온대 또는 극지방에서 형성되며 개발 초기에는 직경이 수천 킬로미터이고 소위 중앙 사이클론의 경우 최대 수천 킬로미터입니다. 온대 저기압은 기상 전선이 나중에 형성되는 폐색 전선에 가까워지기 전에 기상 전선을 따라 파도로 형성됩니다. 수명주기사이클론의 차가운 핵심.

열대성 저기압은 다량의 잠열이 존재하여 형성되어 큰 뇌우 활동과 열핵을 유발합니다. 매우 위험할 수 있습니다. 일반적으로 열대 저기압이 형성되려면 최소 50m 깊이에서 최소 26.5°C의 해수 표면 온도가 필요하며, 또 다른 필수 요소는 높이에 따른 공기의 급속 냉각으로 응축으로 인한 에너지 방출이 가능하다는 것입니다. , 열대저기압의 주요 에너지원. 또한 열대저기압이 형성되기 위해서는 높은 습도대류권 하층과 중간층의 공기; 공기 중 수분이 많은 조건에서는 불안정성이 형성되기에 유리한 조건입니다.

기본 형성 이론

20세기까지 사이클론 발생 메커니즘에 대한 개념은 명확하지 않았고 매우 단순화되어 있었다. 20세기에는 사이클론 형성에 대한 열적(응결), 역학적, 파동적, 발산적, 이류-동역학적 이론이 개발되었는데, 이는 더 완전했지만 계속해서 불완전하게 완성되었으며 모든 요인을 고려하지 않았습니다.

온대 위도에서 발생하는 저기압의 대부분은 정면파 교란이라는 것이 이제 확립되었습니다.

정면 사이클론(및 안티사이클론))은 대류권 전선에서 동적으로 불안정한 경압파가 출현한 결과입니다. 경압 불안정성은 남북 온도 구배 및 그에 따른 열풍의 존재와 관련된 주요 대기 수송의 동적 불안정성으로 정의됩니다. 동시에, 대기는 준지균성 평형(지구 자전력의 수평 성분이 장의 모든 지점에서 수평 기압 경사도의 힘과 균형을 이루는 운동 상태, 즉 적도 위도를 제외한 자유 대기에서 촬영할 수 있는 지균계 지점) 정적 안정성을 갖습니다.

발생단계

사이클론 발생 단계의 기간은 baric 형성의 첫 번째 징후부터 표면 기상 지도에 첫 번째 닫힌 등압선이 나타날 때까지 지속됩니다. 이 과정은 하루 정도 걸립니다. 개발 초기 단계에서는 저기압과 바람의 기울기가 약하고 대기 전선이 약간 교란됩니다. 초기 단계의 사이클론은 일반적으로 낮은 baric 형성입니다.

젊은 정면 저기압의 단계는 전방 구름대의 변형에 해당합니다. 파도가 발생하는 곳인 앞부분에서는 구름띠가 차가운 공기쪽으로 확장되어 고기압의 굴곡(찬 공기쪽으로)이 드러납니다. 여기서 따뜻한 공기가 위쪽으로 미끄러지면서 온난전선의 구름대가 형성되기 시작합니다. 온난전선 구름의 북쪽 주변에서 배출이 보입니다. 권운 구름, 이는 순환 발생의 활성 과정을 나타냅니다. 파도의 뒤쪽에는 사이클론 굴곡이 있고 한랭 전선이 형성됩니다.

덜 발달된 파동과 대조적으로, 활성파 앞에 있는 권운의 띠는 이곳 대류권 상반부에서 따뜻한 공기가 운반되고 열 능선이 형성되고 있음을 나타냅니다. 활동적인 파도의 뒤쪽에서는 구름 띠가 좁아지고 따뜻한 공기쪽으로 구부러집니다. 여기에서는 대류권 하반부로 차가운 공기가 퍼지고 열 기압골이 형성됩니다.

따라서 한랭 이류와 열 이류 영역, 소위 이류 열쌍이 형성됩니다. 파도 영역에서 수평 이류 기울기가 클수록 순환 발생이 더 강렬하게 진행되고 흐림이 발생합니다. 지구 표면에서는 대기압이 떨어지고 닫힌 등압선이 나타나며 강수량이 증가합니다.

정체된 대기 전선에 사이클론이 형성된다는 것은 다음날 온도 구배가 증가하고 온난 전선에서 강수량이 강화될 것임을 나타냅니다. 한랭 전선에서는 기상 조건이 크게 변하지 않습니다.

전방, 즉 두 지역의 경계에서 발생하는 사이클론 기단. 대부분의 모바일 사이클론 온대 위도그리고 분명히 대부분의 열대성 저기압(전부는 아니지만)이 F.C.에 속합니다. F.C.의 발전에는 파도 저기압, 젊은 저기압, 폐색성 저기압 등 여러 단계가 있습니다. 폐색은 지구 표면 근처에 따뜻한 구역이 있는 젊은 사이클론 단계에서 후속 최종 단계인 폐색 사이클론으로 정면 사이클론이 전환되는 과정입니다. 폐색은 더 느리게 움직이는 온난 전선과 함께 사이클론의 한랭 전선이 닫히는 것으로 구성됩니다. 동시에, 지구 표면 근처의 따뜻한 부분이 제거되고 따뜻한 공기가 차가운 공기에 의해 대류권의 상층부로 점점 더 많이 옮겨집니다. 폐색은 사이클론의 수직 출력 증가(평균에서 높아짐), 전진 속도 감소, 온도 대비 제거 및 불안정한 에너지 감소로 인한 후속 감쇠와 관련됩니다. 폐색 사이클론은 폐색 과정의 결과로 발생하는 개발 최종 단계의 정면 사이클론으로, 가파른 축 경사를 갖는 상대적으로 비활성인 고압성 시스템입니다. 열 사이클론이 발생하는 이유는 예를 들어 기본 표면의 고르지 않은 가열과 반경 100-200km 내의 비교적 넓은 지역에 대한 안정적인 국지적 상승 공기 이동의 형성 및 압력 강하. 폐쇄형 사이클론 순환은 낮은 경사도의 baric field에서 쉽게 나타납니다. 유리한 조건에서 전선이 사이클론 시스템에 들어가면 추가로 발전하여 일반 정면 사이클론으로 변할 수 있습니다. 시작부터 단계까지 최고의 발전사이클론이 발생하면 중심의 압력이 감소합니다. 단위 거리당 압력 강하율 또는 수평 기압 구배가 증가하고 바람이 증가하여 종종 강풍으로 변합니다. 대기 전선이 악화되고 강수량이 가장 심합니다. 그런 다음 사이클론은 약해지고 채워집니다. 즉, 중심의 압력이 증가하고 바람이 약해지고 전선이 씻겨 나가고 강수량이 감소하고 점차 멈춥니다. 유럽 ​​전역의 사이클론 중심에서 압력은 종종 990-1000mb(밀리바 - 측정 단위)입니다. 기압, 힘의 단위로 표현 - 다인. 1mb = 1000다인/cm2, 1mb == 0.75mmHg 미술. 압력 990-1000mb는 742-750mmHg에 해당합니다. 미술. 때때로 940-950MB로 떨어집니다. 이러한 사이클론에서는 바람이 파괴적인 힘에 도달합니다.

교합전선의 형성

복합(복합) 전선은 저기압 폐색 동안 한랭 전선과 온난 전선이 합쳐져 형성됩니다. 세 개의 기단이 폐쇄 전면의 형성에 참여합니다(따뜻하고 두 개는 차갑습니다). 한랭 전선 뒤의 차가운 기단이 전선 앞의 차가운 기단보다 따뜻할 경우, 따뜻한 공기를 위쪽으로 밀어내면서 동시에 더 차가운 기단인 앞쪽으로 흘러갑니다. 이러한 전면을 따뜻한 폐색 전면(warm occlusion front)이라고 합니다. 반대로, 한랭 전선 뒤의 기단이 온난 전선 앞의 기단보다 더 차갑다면, 이 공기는 따뜻한 기단과 앞쪽의 차가운(상대적으로 따뜻한) 기단 아래로 흐를 것입니다. 결과로 나타나는 전면을 냉교합 전면(front of cold occlusion)이라고 합니다.

교합 전선은 발달 과정에서 세 단계를 거칩니다. 따뜻한 전선과 차가운 전선이 합쳐지는 순간 전선의 특히 어려운 기상 조건이 관찰됩니다. 구름 시스템은 온난 전선과 한랭 전선의 특징적인 구름이 복잡하게 조합된 것입니다. 난층운과 적란운으로 인한 전두엽 강수량은 전두엽에서 직접 소나기로 변합니다. 폐색 전선이 통과하는 동안 바람의 방향과 속도는 단순 전선에서와 같은 방식으로 변경됩니다. 시간이 지남에 따라 따뜻한 공기는 위쪽으로 이동하고 폐색전선이 점차 침식되고 구름계의 수직 두께가 감소하며 구름 덮개에 틈이 나타납니다. 동시에, 후층운 흐림은 점차적으로 층운으로, 고층운은 고적운으로, 권층운은 차례로 권적운으로 변합니다. 이러한 구름 시스템의 재배열은 강수량의 중단으로 이어집니다.

사이클론 재생

이미 채워지기 시작한 사이클론의 2차 심화(폐색 후) 사이클론의 병진 운동 속도가 증가합니다. R.C.는 사이클론 영역에 신선한 차가운 공기 덩어리가 도입되고 사이클론 영역에서 온도 대비가 강화되거나 다시 나타나는 결과로 가장 자주 발생합니다. 이러한 과정은 폐쇄된 극전선 사이클론이 북극 전선에 접근할 때 발생합니다. 덜 자주, R. Ts.는 대량의 따뜻한 공기가 사이클론 영역으로 유입될 때 발생합니다. R.C.는 사이클론이 육지에서 바다로 전환되어 공기 표면층의 마찰이 적고 사이클롭에서 기단 성층의 불안정성이 증가한 결과로 가능합니다. 두 사이클론이 병합되면 병합된 각각의 사이클론보다 더 깊은 섭동을 형성하는 것도 가능합니다.

날씨사이클론에서

정면 저기압은 4단계의 발달 단계를 가지고 있습니다: 1. 기원(우울증). 통계에 따르면 우울증 10개 중 1개만이 정면 사이클론으로 변합니다. 2. 젊은 사이클론 3. 폐색된 사이클론(폐쇄 단계) 사이클론의 바람이 최대 강도에 도달하는 단계입니다. 4. 충전 단계, 사이클론의 길이가 최대로 늘어납니다.

정면 사이클론 출현의 주요 조건은 차갑고 따뜻하며 습하고 건조한 반대 특성을 가진 기단의 근접성입니다.

열대성 저기압. 이 단계에서 나타나는 소용돌이는 기상도에 약하게 영역 형태로 표시됩니다. 감압. 미래의 허리케인과 태풍이 발생할 수 있는 이러한 세균의 날씨는 환경보다 약간 더 나쁠 뿐입니다. 바람은 큰 힘에 도달하지 못하고 압력은 1000hPa까지 떨어집니다. 작은 무해한 사이클론은 1.5~3km 높이까지 추적될 수 있습니다.

열대 폭풍. 열대저기압의 발생은 며칠이 소요되는 긴 과정이 될 수 있지만, 12시간 이내에 뚜렷한 저기압이 발생하는 경우에는 "폭발성" 특성을 가질 수도 있습니다. 이 경우 젊은 사이클론의 중심에서 급격한 압력 강하가 관찰됩니다. 이미 큰 힘에 도달한 바람은 중심을 중심으로 폭 40~50km의 고리를 형성합니다. 가장 중심에는 직경이 20~30km로 상대적으로 좋은 날씨가벼운 바람이 불거나 심지어 고요하고 구름이 조금 끼기도 합니다. 여기에서는 이미 강한 열대성 폭풍으로 전환되는 시점에 폭풍의 눈이 형성됩니다. 놀라운 현상자연. 폭풍 단계에서는 사이클론의 높이가 7~9km까지 추적될 수 있습니다.

태풍(허리케인 등 지역 이름). 성숙한 열대저기압의 이 단계에서는 중심부의 압력 강하와 풍속의 증가가 점차 멈춥니다. 순환 시스템의 면적이 확장됩니다. 이 단계는 안정적입니다. 일주일 내내 지속될 수 있습니다. 폭풍과 소나기가 내리는 지역은 왼쪽보다 중앙의 오른쪽(진행 방향)으로 훨씬 더 많이 퍼집니다. 성숙 단계의 열대 저기압의 크기는 매우 다양할 수 있습니다. 중심부의 저기압(950hPa 이하)에서는 사이클론 반경이 100km를 초과하지 않지만 600km에 도달할 수 있습니다. 이 단계의 심층 저기압은 높이 15~16km에 이릅니다. 즉, 성숙한 열대성 저기압의 상부 경계는 열대 대류권계면 높이까지 확장됩니다. 16~18km 이상에서는 성층권 동쪽 해류가 그대로 유지됩니다.

항공 관측소 네트워크의 개발과 대기의 라디오 소리 천장의 증가로 사이클론과 고기압의 구조는 물론 대기 순환 및 이와 관련된 날씨의 특징을 개선하는 것이 가능해졌습니다. 이러한 거대한 소용돌이의 기원과 발달에 관한 이론도 개발되었습니다. 중간부터 시작하는 사이클론 이론 19세기와 현재까지 상당수가 등장했지만 대부분은 역사적 관심만 가지고 있습니다.

이러한 이론 중 일부는 꽤 오랫동안 존재했지만 사이클론과 고기압의 출현 및 발달 과정을 정확하고 완전하게 설명하는 완전한 수학적으로 엄격하고 물리적으로 조화로운 이론은 현재까지 만들어지지 않았습니다.

현대 이론 연구에서 이러한 소용돌이의 출현과 발달 문제는 압력 변화 문제로 식별됩니다. 유체역학 법칙을 기반으로 압력 변화를 설명하는 이론의 개발은 원칙적으로 어느 시점에서든 압력을 미리 계산(예상 값 계산)할 수 있는 광범위한 대기 과정을 포괄할 수 있게 해줍니다. 가리키다. 압력 변화를 예측하는 것이 가능하다면 넓은 영역, 그러면 이는 기존 저기압과 고기압의 발달과 이동뿐만 아니라 새로운 것의 출현에 대한 예측으로 이어져야 합니다. 그러나 이것은 작동하지 않습니다. 왜냐하면 압력 강하(사이클론 형성을 위한)와 압력 증가(안사이클론 형성을 위한)를 고려하는 것이 중요하지만 유일한 조건은 아니기 때문입니다. 수량화할 수 없는 다양한 추가 요소를 고려해야 합니다. 그중에서도 압력 변화의 징후, 즉 압력 증가에서 감소로의 전환 또는 반대로 감소에서 증가로의 전환, 주변 영역의 고르지 않은 압력 변화 등의 정확한 계산과 같은 이름을 지정합니다. 초기에 큰 수평 압력 구배의 유무(단위 거리당 변경), 기본 표면의 특성, 온도 조건, 반사율(알베도) 및 기타 요인.

마지막에 19수세기 동안 기상학자들은 따뜻한 아래 표면 위의 공기 가열의 결과로 저기압이 형성되고, 차가운 아래 표면 위의 공기 냉각의 결과로 고기압이 형성된다고 가정해 왔습니다. 이 가정은 기후 데이터에 따르면 연중 춥고 따뜻한 반기 동안 중위도의 대륙과 해양에 대한 대기압이 불평등하게 분포된다는 사실에 의해 입증되었습니다. 실제로 1월과 7월의 월간 평균 압력 지도를 살펴보면(그림 32 및 33 참조) 냉각된 대륙에 대한 것을 쉽게 찾을 수 있습니다. 북반구겨울에는 기압이 높고 북대서양과 태평양의 따뜻한 바다에서는 기압이 낮습니다. 여름에는 그림이 급격하게 변합니다. 상대적으로 차가운 바다에는 고기압이 우세하고, 따뜻한 대륙에는 저기압이 우세합니다. 게다가 이렇게 작지만 따뜻한 것에도 물통, 지중해나 흑해와 마찬가지로 저기압 지역은 겨울 평균 기압 지도에 명확하게 표시됩니다. 그들의 기원은 육지와 바다의 온도차 때문입니다.

그러나 이미 초기에더블 엑스수세기 동안 풍선을 사용하여 수행된 항공 관측 데이터를 기반으로 이 가설은 거부되었습니다. 관측 데이터에 따르면 평균적으로 저기압 시스템의 대류권 온도는 고기압 시스템의 온도보다 훨씬 낮습니다.

사이클론과 안티사이클론의 원인에 대한 개념. 20대에는 더블 엑스세기에 노르웨이 기상학자들은 소련(S. P. Khromov, A. I. Asknaziy 등)에서 개발된 정면 분석(V. Bjerknes, J. Bjerknes, T. Bergeron 등)을 개발했습니다. 기상 형성(종관) 과정의 분석에서, 여기에서 주된 관심은 다음과 같습니다. 물리적 특징다층 구름이 발달하는 시스템에서 차갑고 따뜻한 기단과 대기 전선. 정면 분석의 저자는 사이클론 개발의 파동 특성에 대한 가설을 제시했습니다. 그들은 서로 다른 밀도의 기단 사이의 대기에 존재하는 경계면(전면)의 파동(진동) 운동의 결과로 사이클론이 발생한다고 믿었습니다. 사이클론 교란 발생 문제에 대한 이론적 해결책은 N. E. Kochin이 제안했습니다. 그러나 파동 이론은 사이클론의 후속 개발에 대한 어떠한 징후도 제시하지 못했습니다. 더욱이 파동 이론은 사이클론의 출현과 발달을 대기압 변화의 원인과 연관시키지 않았습니다. 결과적으로 고기압은 파동 이론의 시야에서 벗어났습니다.

1930년대 후반에 고지대 일기도(기압 지형 지도)를 사용함으로써 고도의 압력, 온도 및 습도 분야 연구와 관련된 광범위한 연구 가능성이 확장되었습니다. 지표면과 고도가 높은 기상 지도를 공동으로 분석함으로써 대기 과정의 발전에 있어 이전에 알려지지 않았던 수많은 특징을 발견할 수 있었습니다. 1930년대 초, 경험적 연구를 바탕으로 대류권 중간(약 5도)에 있으면 지구 표면 근처의 고기압이 증가한다는 것이 확립되었습니다. km)기류가 수렴 (수렴)됩니다. 고도에서 전류의 발산(발산)으로 인해 안티사이클론이 약해집니다(V M. Mikhel, 1932). 또한 사이클론과 같은 안티 사이클론은 5-6 수준에서 기류 방향으로 이동하는 것으로 나타났습니다. 킬로미터(S.I. Troitsky, V.M. Mikhel). 30년대 말에 이러한 규칙과 기타 규칙은 명확화 및 상당한 추가를 거쳐 대기 과정을 분석하는 방법의 기초가 되었습니다. 대류동적(엑스. P. Pogosyan 및 N. L. Taborovsky, 1939-1946). 대류 역학 이론에 따르면, 주어진 영역의 압력 변화는 두 가지 요인, 즉 수평 이동(이류)으로 인한 압력 변화, 기단 및 이로 인한 압력 변화의 결과로 발생합니다. 경사도(지립성)에서 실제 바람의 편차. 첫 번째 구성 요소의 이름은 다음과 같습니다. 대명사,두번째 - 동적.대류 역학 이론에 따르면 중심의 압력을 바꾸지 않고 사이클론이나 고기압의 움직임은 대류에 의해 결정되며 새로운 것의 출현과 진화는 압력의 역동적인 변화에 의해 결정됩니다. 저기압과 고기압의 공간 구조가 건설되었으며 (N. L. Taborovsky, 1947) 이후 약간만 현대화되었습니다 (엑스. P. Pogosyan, A. I. Burtsev, 1957). 대류 역학 이론은 저기압과 고기압 연구에 많은 새로운 기여를 했습니다. 이전에 대기압 변화와 분리하여 발생 및 발달 현상을 연구했다면 이제 이러한 과정은 압력 변화라는 일반적인 문제의 특별한 사례로 밝혀졌습니다. 이류-동적 분석에 따르면, 가장 큰 이류 및 동적 압력 변화는 수평 온도 및 압력 구배가 큰 구역에서 발생합니다. 정면 지역에서. 동시에, 고도(대류권)의 기류 방향에서 하천(발산 및 수렴)을 따라 풍속이 변화하는 정면 영역 부분에서 동적 요인이 중요합니다. 등압선 등. 정면에서와 같이 대류 동적 분석에서 주어진 큰 관심차가운 기단과 따뜻한 기단 사이의 급격한 전환 영역, 즉 정면 영역과 전선.

저기압과 고기압의 대류 역학 이론은 동적 압력 변화 요인의 일부만 고려했습니다. 따라서 이 분석의 여러 조항은 정당화가 불충분했습니다. 그러나 저자가 얻은 많은 결론은 대기 과정에 대한 지식의 발전을 위한 기초가 되었습니다. 그들은 기상학자-예측자(예측자)가 대기 과정의 물리학에 대한 지식을 얻을 수 있는 광범위한 기회를 열었습니다. 예보관들은 지구 표면 근처의 관측 데이터에 국한되지 않고 항공학적 관측을 효과적으로 사용할 수 있는 기회를 얻었습니다. 이 모든 것이 소련 수문 기상청의 모든 하위 부서에서 단기 일기 예보의 품질이 눈에 띄게 향상되는 데 기여했습니다.

현재, 온대 소용돌이의 기원과 발달에 대한 연구에서는 이류 온도 변화뿐만 아니라 수직 공기 이동, 즉 단열 변화로 인한 온도 변화도 고려합니다. 결과적으로, 사이클론 발생 이후 시스템 내에서 사이클론이 깊어짐에 따라 지속적으로 온도가 감소하고, 안티사이클론 시스템에서는 반대로 온도가 상승하는 것으로 나타났습니다.

따라서 대류 역학 이론은 저기압과 고기압의 출현과 발달 과정을 대기압의 변화와 연결했습니다.

저기압과 고기압의 기원과 발달에 대한 엄격한 정량적 이론을 만드는 것이 어려운 이유는 지금까지 대기압 변화의 복잡한 과정을 적절하게 설명하는 이론이 아직 만들어지지 않았다는 사실에 있습니다.

물론 대기압은 공기 기둥의 무게에 따라 결정되는 것으로 알려져 있습니다. 무게의 변화는 온도 변화의 결과로 발생할 수 있는 공기 밀도의 변화와 공기 질량의 증가 또는 감소로 이어지는 과정에 따라 달라집니다. 따라서 사이클론과 안티사이클론의 출현 및 발달로 이어지는 압력 변화를 결정할 때 열적 및 동적 요인을 고려해야 합니다.

열 요인의 영향은 밀도가 다른 기단의 전달과 밀접한 관련이 있으며, 이로 인해 온도, 압력 및 그에 따른 유동장의 수평 구배가 변경됩니다. 그러나 공기의 온도와 압력 및 기류 분야는 공기의 수직 이동과 온도의 단열 변화, 기본 표면으로부터의 열 유입, 증발을 위한 열 소비, 수증기 응축 중 잠열 방출.

이러한 요소를 정량화하는 것은 어렵습니다. 후자는 주로 대기 습도, 난기류, 대류권 여러 층의 수직 이동 등에 대한 신뢰할 수 있는 관측 데이터가 부족하기 때문입니다. 또한 대류권 위 온도 분포 및 변화에 대한 보다 정확한 정보가 필요합니다. 따라서 압력장의 변화에 ​​대한 온도의 영향을 평가할 때 대략적인 평균 데이터에만 국한해야 합니다. 대기압을 변화시키는 다양한 요인의 역할이 정확하게 결정되지 않았기 때문에 압력의 동적 변화도 아직 정량적으로 설명할 수 없습니다. 바람의 발산(수렴), 등압선의 곡률 등을 정확하게 정량화할 수 있는 방법이 없습니다. 이는 만족스럽게 설명하는 정량적 이론이 부족함을 설명합니다. 물리적 과정압력 변화, 사이클론 및 안티 사이클론의 출현 및 발달.

상층 관측 데이터 덕분에 기상학자들은 이제 저기압과 고기압의 구조적 특징을 더 명확하게 이해하게 되었습니다. 작은 크기의 소용돌이(직경 최대 400-600) 형태로 지구 표면 근처의 대기압 강하 또는 증가의 결과로 발생합니다. km),발달함에 따라 점차적으로 팽창하여 엄청난 양의 공기가 시스템에 포함됩니다.

사이클론과 안티사이클론의 개발 단계. 각 사이클론 또는 안티사이클론의 수명은 일반적으로 출현, 발달 및 노화의 세 단계로 특징지어집니다. 각 단계의 기간은 몇 시간에서 1~2일까지입니다. 순환 조건이 저기압이나 고기압의 발생에 유리하지 않은 경우 모든 단계를 거치지 않고 빠르게 사라집니다.

첫 번째 초기 단계에서 사이클론은 하나 또는 두 개의 등압선으로 윤곽이 잡힌 작은 baric 교란이며 중심과 주변 사이의 압력 차이는 최대 5-10입니다. MB그리고 지표면의 바람 시스템이 결정되어 있습니다. 높이 2-3 킬로미터닫힌 등압선을 찾을 수 없습니다.

두 번째 단계는 저기압 중심에서 압력이 최소이고 고기압 중심에서 최대 압력을 갖는 baric 형성이 가장 많이 발달하는 단계입니다. 중심과 주변의 압력차가 20~30을 초과하는 경우가 많습니다. MB.이 단계에서 해당 순환 시스템은 대류권 상부와 성층권 하부에서 발견됩니다.

세 번째 단계 - 파괴 단계에서는 등압선의 동심원 시스템이 지구 표면뿐만 아니라 높이에서도 추적될 수 있습니다. 이 경우 사이클론 순환은 일반적으로 대류권 전체뿐만 아니라 성층권의 하층도 덮습니다. 그러나 사이클론은 점차 채워집니다.

그림 51, ㅏ개발 초기 단계의 사이클론 다이어그램이 표시됩니다. 그의 시스템에서는 최초의 닫힌 등압선이 지구 표면 근처에 나타났습니다(굵은 선). 바람이 약합니다. 지구 표면 근처의 대기 전선(두꺼운 들쭉날쭉한 선)은 약간만 교란됩니다. 사이클론의 중앙 왼쪽에는 한랭전선이 있고, 오른쪽에는 따뜻한 전선이 있습니다. 대류권 중간 표면 중심 위(고도 5-6) km)표면 중심 북쪽에는 저기압이 있고 남쪽에는 고기압이 있는 조밀한 등힙 시스템(가는 실선)이 있습니다. 이러한 고고도 기압장의 구조는 60~80의 속도로 사이클론 표면 중심의 서풍을 결정합니다. km/h그리고 더. 등압이 발산하는 지역의 풍속에서 바람은 경사도에서 벗어나 상승하는 공기 이동 및 압력 강하가 발생합니다.

그림 51, b에서 사이클론은 대략 하루 만에 발생합니다. 지구 표면에서는 깊어지고 중심의 압력은 980으로 떨어졌습니다. MB개발 초기 단계에서는 1005 대신. 바람이 강해졌습니다. 전면의 교란은 거의 최대치에 도달한 후 일반적으로 폐색이 발생합니다. 같은 높이의 등단 시스템은 크게 변형되었습니다. 풍속이 빠르고 등밀도가 가장 높은 구역은 표면 중심의 남쪽으로 이동했습니다. 높이 5~6 킬로미터고층 센터의 형성이 시작되었습니다. 사이클론 발달의 두 번째 단계에서는 상승하는 공기의 움직임이 가장 큽니다. 따라서 일반적으로 사이클론 시스템의 이 단계, 특히 정면 부분(움직임)에서 강력한 정면 구름이 형성되고 따뜻한 전선 영역에 폭우가 내립니다. 냉기저기압, 고도가 높은 지역에 있고 따뜻한 공기가 있는 지역에 있습니다. 고압. 개발 시스템에서는

사이클론, 첫 번째 단계에서와 같이 차가운 공기와 따뜻한 공기의 온도 차이는 일반적으로 1000 거리에서 8-10 °를 초과합니다. 킬로미터정면 지역에 걸쳐.

개발의 세 번째 단계인 충전 단계에서는 사이클론에 차가운 공기만 들어갑니다. 이는 후방의 추위 이류와 상승 운동의 결과로 공기가 냉각되기 때문입니다. 그림 51, c는 이러한 사이클론의 다이어그램을 보여줍니다. 보시다시피 지구 표면의 중심과 높이가 거의 일치합니다. 한랭전선은 급속한 전진으로 인해 온난전선을 따라잡았고 폐색이 발생했다. 한랭 전선이 사이클론 주변으로 전환됨에 따라 온도와 풍속이 가장 크게 대비되는 구역도 그곳으로 이동했습니다. 사이클론의 중심에서는 이미 압력이 증가했습니다. 사이클론이 채워지고 있습니다. 발달의 마지막 단계에서는 사이클론 중앙부에서 상승하는 공기의 움직임이 약해지고 멈추며 구름이 파괴됩니다.

사이클론은 이미 대류권의 한랭 중심이 되었으며, 활발한 압력 변화 과정이 주변으로 전달되어 새로운 고지대 정면대가 형성됩니다. 적절한 조건에서 새로운 저기압과 고기압이 이곳에서 발생할 수 있습니다.

따라서 사이클론 후면의 차가운 이류, 상승 운동의 존재 및 단열 냉각의 결과로 사이클론 전체가 차가운 공기로 채워지고 성층권 하부와 마찬가지로 대류권에도 강력한 저기압 순환이 형성됩니다. 즉, 사이클론은 높은 baric 형성이 됩니다. 이 마지막 단계에서는 사이클론의 에너지원인 수평 온도 대비가 주변으로 이동하여 사이클론이 약해진다. 온도 대비를 주변으로 이동시키는 과정은 본질적으로 사이클론 폐색 과정입니다.

바람과 등압선 시스템을 갖춘 개발 초기 단계의 안티사이클론 구성이 그림 52에 나와 있습니다. ㅏ.평소와 같이 전선은 주변에 있습니다. 안티사이클론 시스템의 차가운 공기는 오른쪽에 있고 따뜻한 공기는 왼쪽에 있습니다. 사이클론과 달리, 공기의 하향 이동과 강화되는 고기압의 단열적 온도 상승 특성, 왼쪽 절반의 열 이류는 고기압 시스템의 일반적인 온도 증가를 거의 지속적으로 유발합니다. 온도가 단열적으로 증가하면 수증기가 포화 상태에서 벗어나 구름이 사라지고 강수량이 멈춥니다.

대류권 중간의 표면 고기압 위에서 수렴하는 등밀도 시스템이 관찰됩니다. 고기압 중심 위와 오른쪽의 풍속은 60-80을 초과합니다. km/h해류 수렴 영역의 이러한 속도에서 바람은 경사도에서 벗어납니다. 즉 움직임이 불안정해지고 하향 공기 이동이 발생하고 압력이 증가합니다. 즉, 안티사이클론이 강화됩니다. 항상 그렇듯이 찬 공기는 고도의 저기압 시스템에 있습니다.

개발의 두 번째 단계에서 고기압은 이미 표면 중앙의 압력이 높고 상대적으로 약한 표면 바람의 발산 시스템을 갖춘 강력한 baric 형성 (그림 52, b)이며 지표면 근처의 전선은 앞으로 이동합니다. 안티사이클론의 주변. 높은 곳에서는 여전히 수렴하는 등가선의 조밀한 시스템이 있습니다. 강한 바람그리고 큰 온도 대비. 이 단계에서는 주요 온난 고기압으로 인한 고압의 작은 폐쇄 중심 또는 능선이 이미 높은 곳에 나타납니다. 지속적인 열 이류와 단열 가열의 결과로 고기압은 대류권 전체에서 따뜻한 공기로 채워지고 고기압 순환이 잘 정의된 열 중심으로 변합니다(그림 52, c). 이 개발의 마지막 단계에서

에너지 기반인 수평 온도 대비가 주변으로 이동하고 고기압이 붕괴되기 시작합니다.

사이클론과 안티사이클론의 움직임은 그 위에 공기 흐름이 있는 한 발생합니다. 독립된 대형(세 번째 단계)이 되면 일반적으로 움직임이 멈춥니다.

표층의 기류 발산으로 인해 사이클론 시스템의 압력이 감소하고 점차 붕괴되거나 이웃 시스템의 변형으로 인해 baric 필드다른 젊은 고기압과 합쳐집니다. 사이클론에서도 마찬가지입니다. 유일한 차이점은 표면층의 바람 수렴으로 인해 사이클론 중앙의 압력이 증가하고 점차 사라지거나 채워지거나 다른 더 젊고 강력한 사이클론과 합쳐진다는 것입니다. .

저기압과 고기압의 이동은 (중간 대류권) 높이, 즉 소위 선도 흐름을 따라 기류 방향으로 발생합니다. 그러나 선행 스레드는 일정하지 않습니다. 이는 진행 중인 활성 대기 과정과 관련하여 변경됩니다. 주요 흐름이 변경되는 경우, 즉 대류권의 전류장이 재구성되는 경우 이동 속도와 방향을 정확하게 계산하는 것이 가장 어렵습니다.

대부분의 경우, 어느 시점에서 기압이 낮아지는 것은 사이클론이 접근하고 날씨가 악화된다는 것을 의미하며, 반대로 압력이 증가하면 사이클론이 제거되고 사이클론이 접근하고 날씨가 개선된다는 것을 나타냅니다. 그러나 이러한 규칙이 항상 정당화되는 것은 아닙니다. 어떤 경우에는 기압이 상승하면 날씨가 악화될 수도 있고, 기온이 떨어지면 좋아질 수도 있습니다. 이는 공기의 수분 함량과 수직 이동 속도에 따라 달라집니다.

사이클론이 발달함에 따라 점점 더 많은 습한 기단이 시스템으로 유입되어 수증기를 가져옵니다. 이 수증기의 후속 응축은 종종 넓은 지역을 덮는 폭우로 이어집니다. 예를 들어, 발칸 반도에서 소련의 유럽 영토로 유입된 한 사이클론에서는 3일 이내에 약 400억 입방미터의 물이 떨어진 것으로 계산되었습니다. m 3물. 이 양의 물은 깊이 약 30m, 면적 1300m 이상의 저수지를 채우기에 충분합니다. 킬로미터 2 .

고기압이 발달함에 따라 상당한 양의 공기도 순환 시스템에 포함됩니다.

높은 온난 고기압과 한랭 저기압은 더위와 추위의 중심입니다. 이들 초점 사이의 영역에는 새로운 정면 영역, 온도 대비가 강화되고 다시 나타납니다. 대기 소용돌이같은 삶의 순환을 겪는다.

사이클론과 안티사이클론의 반복성. 이동하는 대기 소용돌이(온대 위도)는 모든 곳에서 동일한 방식으로 발생하고 발전하지 않습니다.

겨울에는 북반구에서는 아시아와 북미 동부 해안에서 사이클론이 더 자주 발생합니다. 여기에서는 냉각된 대륙과 대륙 사이에 거의 일정하게 큰 수평 온도 대비가 관찰됩니다. 따뜻한 바다. 대서양을 건너 아이슬란드와 북유럽을 향해 이동합니다. 태평양- 알류샨 열도와 알래스카. 겨울에는 지중해에서 사이클론이 자주 발생합니다. 아시아 본토에서는 발생 빈도가 훨씬 적습니다.

여름에는 상황이 달라집니다. 바다 위의 사이클론 빈도는 감소하고 대륙에서는 증가합니다. 가까운 지중해여름에는 사이클론이 매우 드뭅니다.

고기압은 겨울에 빈도가 가장 높습니다. 북부 지역아시아와 미국. 사이클론의 빈도가 가장 높은 지역에서는 안티사이클론이 거의 발생하지 않습니다.

기온과 기압의 수평구배는 겨울에서 여름으로 갈수록 감소하므로, 따뜻한 시간수년 동안 순환 및 항 순환 생성 과정은 덜 집중적으로 진행됩니다. 그러나 여름에도 기단의 위도 간 교환으로 인해 정면 구역이 발생하고 1000 당 최대 10-15 ° 이상의 온도 대비로 악화됩니다. 킬로미터상당한 속도의 기류에서 별도의 사이클론이 발생하고 집중적으로 발전합니다.

겨울과 여름에 사이클론이 가장 많이 발생하는 지역은 기본적으로 상대 지형 지도에서 등온선 밀도가 가장 높은 지역과 일치합니다(그림 22 및 23). 겨울에는 OT 지도에서 가장 높은 동형밀도가 대륙의 남쪽에 집중되어 있으며, 가장 중요하게는 동쪽에 집중되어 있습니다. 안에 중간 차선온도 대비는 중요하지 않습니다. 겨울과 달리 시베리아에서는 대비가 증가하는 지역에서 Ob와 Yenisei 상류의 온도가 여름에는 사이클론의 빈도가 증가합니다. 수시로 발생하여 그들은 다음으로 이동합니다. 동쪽으로 향하는, 최고의 발전을 이루었습니다. 동부 시베리아그리고 극동.

- 원천-

포고시안, Kh.P. 지구의 대기 / Kh.P. Poghosyan [및 d.b.]. -M .: 교육, 1970. - 318 p.

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