Was ist der heißeste Monat in Bombay? Meteorologie und Klimatologie. Instrumente zur Messung der Windgeschwindigkeit

meteoblue Wetterkarten basieren auf Wettermodellen aus 30 Jahren, die für jeden Punkt der Erde verfügbar sind. Sie bieten nützliche Indikatoren für typische klimatische Besonderheiten und erwartete Wetterbedingungen (Temperatur, Niederschlag, Sonnenschein oder Wind). Meteorologische Datenmodelle haben eine räumliche Auflösung von etwa 30 km im Durchmesser und können nicht alle lokalen Daten wiedergeben Wetterverhältnisse wie Gewitter, lokale Winde oder Tornados.

Sie können das Klima beliebiger Gebiete studieren, wie den Amazonas-Regenwald, die westafrikanischen Savannen, die Sahara, die sibirische Tundra oder den Himalaya.

Stündliche historische Daten von 30 Jahren in Bezug auf Bombay können durch den Kauf des history+ Pakets aktiviert werden. Sie können CSV-Dateien für Wetterparameter wie Temperatur, Wind, Bewölkung und Niederschlag relativ zu jedem Punkt auf der Welt herunterladen. Die Wetterdaten der vergangenen 2 Wochen für Bombay stehen zur kostenlosen Auswertung des Pakets zur Verfügung.

Durchschnittstemperatur und Niederschlag

„Maximale Tagesdurchschnittstemperatur“ (durchgezogene rote Linie) zeigt die maximale Durchschnittstemperatur während einzelne Tage Monate in Bombay. In ähnlicher Weise zeigt die "Minimum Mean Daily Temperature" (durchgezogene blaue Linie) die minimale Durchschnittstemperatur an. Heiße Tage und kalte Nächte (Die gepunkteten roten und blauen Linien geben die Durchschnittstemperatur am heißesten Tag und der kältesten Nacht jedes Monats seit 30 Jahren an. Wenn Sie Ihren Urlaub planen, werden Sie sich der Durchschnittstemperatur bewusst sein und sowohl auf die heißesten als auch auf die kältesten Nächte vorbereitet sein die kältesten Nächte kalte Tage Die Standardeinstellungen enthalten keine Windgeschwindigkeitsmessungen, Sie können diese Option jedoch mit der Schaltfläche in der Grafik aktivieren.

Das Niederschlagsdiagramm ist nützlich für saisonale Schwankungen, wie das Monsunklima in Indien oder die Regenzeit in Afrika.

Bewölkte, sonnige und regnerische Tage

Die Grafik zeigt die Anzahl der sonnigen, teilweise bewölkten und nebligen Tage sowie der Niederschlagstage. Tage, an denen die Wolkenschicht 20 % nicht überschreitet, gelten als sonnig; 20-80 % der Bedeckung gelten als teilweise bewölkt und mehr als 80 % als bewölkt. Während in Reykjavik, der Hauptstadt Islands, das Wetter meist bewölkt ist, zählt Sossusvlei in der Namib-Wüste zu den sonnigsten Orten der Erde.

Achtung: In Ländern mit tropisches Klima, wie Malaysia oder Indonesien, kann die Vorhersage für die Anzahl der Niederschlagstage um den Faktor zwei überschätzt werden.

Maximale Temperaturen

Das Maximaltemperatur Diagramm für Bombay zeigt, an wie vielen Tagen im Monat eine bestimmte Temperatur erreicht wird. In Dubai, einer der heißesten Städte der Erde, liegt die Temperatur im Juli fast nie unter 40°C. Sie können auch das Diagramm der kalten Winter in Moskau sehen, das zeigt, dass die Höchsttemperatur nur an wenigen Tagen im Monat kaum -10°C erreicht.

Niederschlag

Das Niederschlagsdiagramm für Bombay gibt an, an wie vielen Tagen im Monat eine bestimmte Niederschlagsmenge erreicht wird. In Gebieten mit tropischem oder Monsunklima werden die Niederschlagsvorhersagen möglicherweise unterschätzt.

Windgeschwindigkeit

Das Diagramm für Bombay zeigt die Tage im Monat, an denen die Windgeschwindigkeit einen bestimmten Wert erreicht. Ein interessantes Beispiel ist das tibetische Plateau, wo der Monsun von Dezember bis April lange, kräftige Winde und von Juni bis Oktober ruhige Luftströmungen verursacht.

Windgeschwindigkeitseinheiten können im Einstellungsbereich (obere rechte Ecke) geändert werden.

Windrose

Die Windrose für Bombay zeigt an wie vielen Stunden im Jahr der Wind aus welcher Richtung geweht hat. Ein Beispiel ist ein Südwestwind: Der Wind weht aus Südwest (SW) nach Nordost (NE). Kap Hoorn, der südlichste Punkt Südamerikas, hat einen charakteristischen starken Westwind, der die Ost-West-Passage, insbesondere für Segelschiffe, stark behindert.

allgemeine Informationen

meteoblue sammelt seit 2007 modellhafte meteorologische Daten in seinem Archiv. Im Jahr 2014 haben wir damit begonnen, Wettermodelle mit historischen Daten seit 1985 zu vergleichen und so 30 Jahre globale Archivdaten mit stündlichen Wetterdaten zu verarbeiten und zu erhalten. Wetterkarten sind die ersten simulierten Wetterdatensätze, die im Internet verfügbar sind. Unsere meteorologische Datenhistorie umfasst Daten aus der ganzen Welt für beliebige Zeiträume, unabhängig von der Verfügbarkeit meteorologischer Stationen.

Die Daten stammen aus unserem globalen NEMS-Wettermodell über einen Durchmesser von etwa 30 km. Daher können sie kleinere lokale Wetterereignisse wie thermische Kuppeln, kalte Luftströmungen, Gewitter und Tornados nicht reproduzieren. Für Orte und Ereignisse, die ein hohes Maß an Genauigkeit erfordern (z. B. Energieerzeugung, Versicherungen usw.), bieten wir hochauflösende Modelle mit stündlichen Wetterdaten an.

Lizenz

Diese Daten dürfen unter der Creative Community-Lizenz Attribution + Non-commercial (BY-NC) verwendet werden. Jede Form ist illegal.

Der Inhalt des Artikels

METEOROLOGIE UND KLIMATOLOGIE. Meteorologie ist die Wissenschaft von der Erdatmosphäre. Die Klimatologie ist ein Zweig der Meteorologie, der die Dynamik von Änderungen der durchschnittlichen Eigenschaften der Atmosphäre über einen beliebigen Zeitraum untersucht – eine Saison, mehrere Jahre, mehrere Jahrzehnte oder über einen längeren Zeitraum. Andere Zweige der Meteorologie sind die dynamische Meteorologie (die Untersuchung der physikalischen Mechanismen atmosphärischer Prozesse), die physikalische Meteorologie (die Entwicklung von Radar- und Weltraummethoden zur Untersuchung atmosphärischer Phänomene) und Synoptische Meteorologie(die Wissenschaft der Gesetze des Wetterwechsels). Diese Bereiche überlappen und ergänzen sich. KLIMA.

Ein erheblicher Teil der Meteorologen beschäftigt sich mit Wettervorhersagen. Sie arbeiten in Regierungs- und Militärorganisationen und privaten Unternehmen, die Prognosen für die Luftfahrt, die Landwirtschaft, das Bauwesen und die Marine erstellen und diese in Radio und Fernsehen übertragen. Andere Fachleute überwachen die Schadstoffbelastung, beraten, lehren oder forschen. Für meteorologische Beobachtungen, Wettervorhersagen u wissenschaftliche Forschung Elektronische Geräte werden immer wichtiger.

GRUNDLAGEN DER WETTERSTUDIE

Temperatur, Luftdruck, Luftdichte und -feuchte, Windgeschwindigkeit und -richtung sind die Hauptindikatoren für den Zustand der Atmosphäre, weitere Parameter sind Angaben zum Gehalt von Gasen wie Ozon, Kohlendioxid etc.

Ein Merkmal der inneren Energie eines physischen Körpers ist die Temperatur, die mit steigender innerer Energie der Umgebung (z. B. Luft, Wolken etc.) ansteigt, wenn die Energiebilanz positiv ist. Die Hauptkomponenten der Energiebilanz sind Erwärmung durch Absorption von ultravioletter, sichtbarer und infraroter Strahlung; Abkühlung durch Emission von Infrarotstrahlung; Wärmeaustausch mit der Erdoberfläche; der Gewinn oder Verlust von Energie, wenn Wasser kondensiert oder verdunstet oder wenn Luft komprimiert oder expandiert. Die Temperatur kann in Grad Fahrenheit (F), Celsius (C) oder Kelvin (K) gemessen werden. Die tiefstmögliche Temperatur, 0° Kelvin, wird als „absoluter Nullpunkt“ bezeichnet. Verschiedene Temperaturskalen sind durch die Beziehungen miteinander verbunden:

F = 9/5 C + 32; C \u003d 5/9 (F - 32) und K \u003d C + 273,16,

wobei F, C und K jeweils die Temperatur in Grad Fahrenheit, Celsius und Kelvin bezeichnen. Die Fahrenheit- und Celsius-Skalen fallen am Punkt -40 ° zusammen, d.h. -40° F = -40° C, was mit den obigen Formeln verifiziert werden kann. In allen anderen Fällen unterscheiden sich die Temperaturwerte in Grad Fahrenheit und Celsius. In der wissenschaftlichen Forschung werden üblicherweise die Celsius- und Kelvin-Skalen verwendet.

Der atmosphärische Druck an jedem Punkt wird durch die Masse der darüber liegenden Luftsäule bestimmt. Sie ändert sich, wenn sich die Höhe der Luftsäule über einem bestimmten Punkt ändert. Der Luftdruck auf Meereshöhe beträgt ca. 10,3 t/m2. Das bedeutet, dass das Gewicht einer Luftsäule mit einer horizontalen Basis von 1 Quadratmeter auf Meereshöhe 10,3 Tonnen beträgt.

Die Luftdichte ist das Verhältnis der Luftmasse zum eingenommenen Volumen. Die Dichte von Luft nimmt zu, wenn sie komprimiert wird, und ab, wenn sie sich ausdehnt.

Temperatur, Druck und Luftdichte sind durch die Zustandsgleichung miteinander verbunden. Luft ist weitgehend wie ein "ideales Gas", für das gemäß der Zustandsgleichung Temperatur (ausgedrückt in der Kelvin-Skala) mal Dichte dividiert durch Druck eine Konstante ist.

Nach dem zweiten Newtonschen Gesetz (dem Bewegungsgesetz) sind Änderungen der Geschwindigkeit und Richtung des Windes auf die in der Atmosphäre wirkenden Kräfte zurückzuführen. Dies ist die Schwerkraft, die die Luftschicht in der Nähe der Erdoberfläche hält, der Druckgradient (von der Fläche gerichtete Kraft hoher Druck in den niedrigen Bereich) und die Coriolis-Kraft. Die Coriolis-Kraft wirkt sich auf Hurrikane und andere große Wetterereignisse aus. Je kleiner ihr Maßstab ist, desto unwesentlicher ist diese Kraft für sie. Beispielsweise hängt die Drehrichtung eines Tornados (Tornado) nicht davon ab.

WASSERDAMPF UND WOLKEN

Wasserdampf ist Wasser drin Gaszustand. Wenn die Luft keinen Wasserdampf mehr aufnehmen kann, geht sie in einen Sättigungszustand, und dann hört das Wasser von der offenen Oberfläche auf zu verdunsten. Der Gehalt an Wasserdampf in gesättigter Luft ist stark temperaturabhängig und kann bei einem Anstieg von 10 ° C nicht mehr als zweimal ansteigen.

Die relative Luftfeuchte ist das Verhältnis des tatsächlich in der Luft enthaltenen Wasserdampfes zu der dem Sättigungszustand entsprechenden Wasserdampfmenge. Die relative Luftfeuchtigkeit in der Nähe der Erdoberfläche ist morgens, wenn es kühl ist, oft hoch. Mit steigender Temperatur nimmt die relative Luftfeuchtigkeit normalerweise ab, auch wenn sich der Wasserdampfgehalt in der Luft nur wenig ändert. Angenommen, morgens bei 10 °C beträgt die relative Luftfeuchtigkeit nahezu 100 %. Wenn die Temperatur im Laufe des Tages sinkt, beginnt Wasser zu kondensieren und Tau fällt. Steigt die Temperatur beispielsweise auf 20°C, verdunstet zwar der Tau, aber die relative Luftfeuchtigkeit beträgt nur noch ca. fünfzig%.

Wolken entstehen, wenn Wasserdampf in der Atmosphäre kondensiert, entweder als Wassertröpfchen oder als Eiskristalle. Wolkenbildung tritt auf, wenn Wasserdampf beim Aufsteigen und Abkühlen seinen Sättigungspunkt überschreitet. Beim Aufsteigen gelangt die Luft in Schichten mit zunehmend niedrigerem Druck. Ungesättigte Luft kühlt sich mit jedem Höhenmeter um etwa 10°C ab.Wenn Luft mit einer relativen Luftfeuchtigkeit von ca. 50% steigen mehr als 1 km, Wolkenbildung beginnt. Die Kondensation erfolgt zuerst am Fuß der Wolke, die nach oben wächst, bis die Luft nicht mehr aufsteigt und sich daher nicht mehr abkühlt. Im Sommer lässt sich dieser Vorgang gut am Beispiel üppiger Cumuluswolken mit flacher Basis und einer sich mit der Luftbewegung hebenden und fallenden Spitze erkennen. Wolken bilden sich auch in Frontzonen, wenn warme Luft nach oben gleitet, auf kalte Luft übergeht und sich dabei bis zur Sättigung abkühlt. Bewölkung tritt auch in Tiefdruckgebieten mit aufsteigenden Luftströmungen auf.

Nebel ist eine Wolke, die sich nahe der Erdoberfläche befindet. Es sinkt oft in ruhigen, klaren Nächten zu Boden, wenn die Luft feucht ist und die Erdoberfläche abkühlt und Wärme in den Weltraum abstrahlt. Nebel kann sich auch bilden, wenn warme, feuchte Luft über kaltes Land oder Wasser strömt. Befindet sich kalte Luft über der warmen Wasseroberfläche, entsteht direkt vor Ihren Augen ein Verdunstungsnebel. Es bildet sich oft an späten Herbstmorgen über Seen, und dann scheint das Wasser zu kochen.

Kondensation ist ein komplexer Prozess, bei dem mikroskopisch kleine Partikel von Verunreinigungen (Ruß, Staub, Meersalz), die in der Luft enthalten sind, als Kondensationskerne dienen, um die sich Wassertropfen bilden. Dieselben Kerne sind für das Gefrieren von Wasser in der Atmosphäre notwendig, da in sehr sauberer Luft ohne sie Wassertröpfchen bis zu Temperaturen von ca. –40 ° C. Der Kern der Eisbildung ist ein kleines Teilchen mit einer ähnlichen Struktur wie ein Eiskristall, um das sich ein Stück Eis bildet. Es ist ganz natürlich, dass Eispartikel in der Luft die besten Keime der Eisbildung sind. Die Rolle solcher Kerne spielen auch die kleinsten Tonpartikel, sie gewinnen bei Temperaturen unter –10°–15° C besondere Bedeutung. Dadurch entsteht eine seltsame Situation: Wassertröpfchen in der Atmosphäre gefrieren fast nie, wenn die Temperatur durchgeht 0° C. Für sie sind zum Gefrieren deutlich niedrigere Temperaturen erforderlich, insbesondere wenn die Luft wenige Eiskeime enthält. Eine Möglichkeit, den Niederschlag anzuregen, besteht darin, Silberjodidpartikel, künstliche Kondensationskerne, in die Wolken zu sprühen. Sie helfen dabei, winzige Wassertröpfchen zu Eiskristallen zu gefrieren, die schwer genug sind, um in Form von Schnee herunterzufallen.

Die Bildung von Regen oder Schnee ist ein ziemlich komplexer Vorgang. Wenn die Eiskristalle in der Wolke zu schwer sind, um im Aufwind hängen zu bleiben, fallen sie als Schnee heraus. Wenn die untere Atmosphäre warm genug ist, schmelzen die Schneeflocken und fallen als Regentropfen zu Boden. Auch im Sommer gemäßigten Breiten ah, Regen beginnt normalerweise in Form von Eisschollen. Und selbst in den Tropen beginnt der Niederschlag aus Cumulonimbus-Wolken als Eispartikel. Ein überzeugender Beweis dafür, dass es auch im Sommer Eis in den Wolken gibt, ist Hagel.

Regen kommt normalerweise von "warmen" Wolken, dh. von Wolken mit Temperaturen über dem Gefrierpunkt. Hier werden kleine Tröpfchen, die Ladungen mit entgegengesetztem Vorzeichen tragen, angezogen und verschmelzen zu größeren Tropfen. Sie können so groß werden, dass sie zu schwer werden, von den aufsteigenden Luftströmungen und Regen nicht mehr in der Wolke gehalten werden.

Die Grundlage der modernen internationalen Klassifikation von Wolken wurde 1803 von dem englischen Amateurmeteorologen Luke Howard gelegt. Darin zu beschreiben Aussehen Wolken, lateinische Begriffe werden verwendet: Alt - hoch, Cirrus - Cirrus, Cumulus - Cumulus, Nimbus - Regen und Stratus - geschichtet. Verschiedene Kombinationen dieser Begriffe werden verwendet, um die zehn Hauptwolkenformen zu benennen: Cirrus - Cirrus; Zirrokumulus - Zirrokumulus; Zirrostratus - Zirrostratus; Altokumulus - Altokumulus; altostratus - hochschichtig; Nimbostratus - Nimbostratus; Stratokumulus - Stratokumulus; Stratus - geschichtet; Cumulus - Cumulus und Cumulonimbus - Cumulonimbus. Altocumulus- und Altostratus-Wolken sind höher als Cumulus- und Stratus-Wolken.

Die Wolken der unteren Schicht (Stratus, Stratocumulus und Stratocumulus) bestehen fast ausschließlich aus Wasser, ihre Basen befinden sich bis zu einer Höhe von etwa 2000 m. Wolken, die an der Erdoberfläche entlangkriechen, werden als Nebel bezeichnet.

Die Basen der mittleren Wolken (Altocumulus und Altostratus) befinden sich in Höhen von 2000 bis 7000 m. Diese Wolken haben Temperaturen von 0 ° C bis -25 ° C und sind oft eine Mischung aus Wassertröpfchen und Eiskristallen.

Wolken der oberen Schicht (Cirrus, Cirrocumulus und Cirrostratus) haben normalerweise unscharfe Umrisse, da sie aus Eiskristallen bestehen. Ihre Stützpunkte befinden sich in Höhen von mehr als 7000 m und die Temperatur liegt unter -25 ° C.

Cumulus- und Cumulonimbus-Wolken werden als Wolken mit vertikaler Entwicklung klassifiziert und können die Grenzen einer Ebene überschreiten. Dies gilt insbesondere für Cumulonimbuswolken, deren Basis nur wenige hundert Meter von der Erdoberfläche entfernt ist und deren Gipfel eine Höhe von 15–18 km erreichen können. Unten bestehen sie aus Wassertropfen und oben aus Eiskristallen.

KLIMA UND KLIMABILDENDE FAKTOREN

Der antike griechische Astronom Hipparchos (2. Jh. v. Chr.) teilte die Erdoberfläche konventionell durch Breitenkreise in Breitengrade ein, die sich in der Höhe des Mittagsstandes der Sonne am längsten Tag des Jahres unterscheiden. Diese Zonen wurden Klimazonen genannt (vom griechischen klima - Slope, was ursprünglich "Steigung der Sonnenstrahlen" bedeutet). So wurden fünf Klimazonen identifiziert: eine heiße, zwei gemäßigte und zwei kalte, die die Grundlage der geografischen Zonalität des Globus bildeten.

Seit mehr als 2.000 Jahren wird der Begriff „Klima“ in diesem Sinne verwendet. Aber nach 1450, als die portugiesischen Seefahrer den Äquator überquerten und in ihre Heimat zurückkehrten, tauchten neue Tatsachen auf, die eine Revision der klassischen Ansichten erforderten. Zu den während der Reisen der Entdecker gewonnenen Informationen über die Welt gehörten die klimatischen Eigenschaften der ausgewählten Zonen, die es ermöglichten, den Begriff "Klima" selbst zu erweitern. Klimazonen waren nicht mehr nur aus astronomischen Daten mathematisch berechnete Bereiche der Erdoberfläche (d. h. heiß und trocken, wo die Sonne hoch aufgeht, und kalt und feucht, wo sie niedrig steht und daher wenig heizt). Man fand heraus, dass Klimazonen entsprechen nicht nur Breitengürteln, wie bisher angenommen, sondern haben sehr unregelmäßige Umrisse.

Sonneneinstrahlung, allgemeine Zirkulation der Atmosphäre, geografische Verteilung Kontinente und Ozeane und die größten Landformen sind die Hauptfaktoren, die das Klima des Landes beeinflussen. Die Sonneneinstrahlung ist der wichtigste Faktor bei der Klimabildung und wird daher näher betrachtet.

STRAHLUNG

In der Meteorologie bedeutet der Begriff "Strahlung" elektromagnetische Strahlung, die sichtbares Licht, ultraviolette und infrarote Strahlung umfasst, jedoch keine radioaktive Strahlung. Jedes Objekt sendet abhängig von seiner Temperatur unterschiedliche Strahlen aus: Weniger erhitzte Körper sind hauptsächlich infrarot, heiße Körper sind rot, heißere sind weiß (d. h. diese Farben überwiegen, wenn sie von unserem Auge wahrgenommen werden). Noch heißere Objekte senden blaue Strahlen aus. Je heißer ein Objekt ist, desto mehr Lichtenergie gibt es ab.

Im Jahr 1900 entwickelte der deutsche Physiker Max Planck eine Theorie, die den Mechanismus der Strahlung von erhitzten Körpern erklärt. Diese Theorie, für die er 1918 mit dem Nobelpreis ausgezeichnet wurde, wurde zu einem der Eckpfeiler der Physik und legte den Grundstein für die Quantenmechanik. Aber nicht alle Lichtstrahlung wird von erhitzten Körpern abgegeben. Es gibt andere Prozesse, die Lumineszenz verursachen, wie z. B. Fluoreszenz.

Obwohl die Temperatur im Inneren der Sonne Millionen Grad beträgt, wird die Farbe des Sonnenlichts durch die Temperatur seiner Oberfläche (etwa 6000 ° C) bestimmt. Eine elektrische Glühlampe sendet Lichtstrahlen aus, deren Spektrum sich erheblich vom Spektrum des Sonnenlichts unterscheidet, da die Temperatur des Glühfadens in der Glühbirne zwischen 2500 ° C und 3300 ° C liegt.

Die vorherrschende elektromagnetische Strahlung von Wolken, Bäumen oder Menschen ist Infrarotstrahlung, die für das menschliche Auge unsichtbar ist. Es ist der Hauptweg des vertikalen Energieaustauschs zwischen Erdoberfläche, Wolken und Atmosphäre.

Meteorologische Satelliten sind mit speziellen Instrumenten ausgestattet, die Bilder in Infrarotstrahlen aufnehmen, die von Wolken und der Erdoberfläche in den Weltraum emittiert werden. Kälter als die Erdoberfläche, strahlen Wolken weniger und erscheinen daher im Infrarot dunkler als die Erde. Der große Vorteil der Infrarotfotografie ist, dass sie rund um die Uhr gemacht werden kann (schließlich senden Wolken und die Erde ständig Infrarotstrahlen aus).

Einstrahlungswinkel.

Die Höhe der Sonneneinstrahlung (einfallende Sonnenstrahlung) variiert im Laufe der Zeit und von Ort zu Ort entsprechend dem sich ändernden Winkel, in dem die Sonnenstrahlen auf die Erdoberfläche fallen: Je höher die Sonne steht, desto größer ist sie. Änderungen in diesem Winkel werden hauptsächlich durch die Zirkulation der Erde um die Sonne und ihre Rotation um ihre Achse bestimmt.

Die Umdrehung der Erde um die Sonne

es würde nicht viel ausmachen, wenn die Erdachse senkrecht zur Ebene der Erdumlaufbahn wäre. In diesem Fall würde die Sonne an jedem Punkt der Erde zur gleichen Tageszeit auf die gleiche Höhe über dem Horizont aufgehen und nur gering saisonale Schwankungen Sonneneinstrahlung aufgrund einer Änderung der Entfernung von der Erde zur Sonne. Tatsächlich weicht die Erdachse jedoch um 23 ° 30 ° von der Senkrechten zur Ebene der Umlaufbahn ab, wodurch sich der Einfallswinkel der Sonnenstrahlen je nach Position der Erde in der Umlaufbahn ändert.

Aus praktischen Gründen ist es zweckmäßig zu berücksichtigen, dass sich die Sonne während des Jahreszyklus in der Zeit vom 21. Dezember bis 21. Juni nach Norden und vom 21. Juni bis 21. Dezember nach Süden verschiebt. Am lokalen Mittag am 21. Dezember entlang der gesamten südlichen Wendekreis(23° 30º S) Die Sonne "steht" direkt über uns. Zu dieser Zeit fallen die Sonnenstrahlen auf der Südhalbkugel im größten Winkel ein. Ein solcher Moment auf der Nordhalbkugel heißt " Wintersonnenwende". Während der scheinbaren Verschiebung nach Norden überquert die Sonne den Himmelsäquator am 21. März (Frühlingsäquinoktium). An diesem Tag erhalten beide Hemisphären gleich viel Sonnenstrahlung. Die nördlichste Position, 23° 30º N (nördlicher Wendekreis), Sonne erreicht den 21. Juni. Dieser Moment, in dem die Sonnenstrahlen auf der Nordhalbkugel im größten Winkel einfallen, wird als Sommersonnenwende bezeichnet. Am 23. September, zur Herbst-Tagundnachtgleiche, überquert die Sonne erneut den Himmelsäquator.

Durch die Neigung der Erdachse zur Ebene der Erdbahn ändert sich nicht nur der Einfallswinkel der Sonnenstrahlen auf die Erdoberfläche, sondern auch die tägliche Sonnenscheindauer. Zur Tagundnachtgleiche beträgt die Dauer der Tageslichtstunden auf der gesamten Erde (mit Ausnahme der Pole) 12 Stunden, in der Zeit vom 21. März bis 23. September auf der Nordhalbkugel mehr als 12 Stunden und vom 23. September bis 21. März weniger als 12 Std. .w (Polarkreis) Ab dem 21. Dezember dauert die Polarnacht rund um die Uhr, und ab dem 21. Juni dauert das Tageslicht 24 Stunden lang an. Am Nordpol wird die Polarnacht vom 23. September bis 21. März und der Polartag vom 21. März bis 23. September beobachtet.

Somit ist die Ursache für zwei unterschiedliche Zyklen atmosphärischer Phänomene – jährlich, 365 1/4 Tage lang, und täglich, 24 Stunden – die Rotation der Erde um die Sonne und die Neigung der Erdachse.

Die Menge an Sonnenstrahlung, die pro Tag in die äußere Begrenzung der Atmosphäre auf der Nordhalbkugel eintritt, wird in Watt pro Quadratmeter horizontaler Oberfläche (d. h. parallel zur Erdoberfläche, nicht immer senkrecht zu den Sonnenstrahlen) ausgedrückt und hängt von der Sonnenkonstante ab , der Neigungswinkel der Sonnenstrahlen und die Dauer der Tage (Tabelle 1).

Tabelle 1. Ankunft der Sonnenstrahlung am oberen Rand der Atmosphäre

Tabelle 1. EINKOMMEN DER SONNENSTRAHLUNG ZUR OBEREN GRENZE DER ATMOSPHÄRE (W/m2 pro Tag)
Breitengrad, °N	0	10	20	30	40	50	60	70	80	90
21. Juni	375	414	443	461	470	467	463	479	501	510
21. Dezember	399	346	286	218	151	83	23	0	0	0
Durchschnittlicher Jahreswert	403	397	380	352	317	273	222	192	175	167

Aus der Tabelle geht hervor, dass der Kontrast zwischen Sommer- und Winterzeit auffallend ist. 21. Juni auf der Nordhalbkugel ist der Wert der Sonneneinstrahlung ungefähr gleich. Am 21. Dezember gibt es deutliche Unterschiede zwischen niedrigen und hohen Breiten, was der Hauptgrund dafür ist, dass die klimatische Differenzierung dieser Breiten im Winter viel größer ist als im Sommer. Die atmosphärische Makrozirkulation, die hauptsächlich von Unterschieden in der Erwärmung der Atmosphäre abhängt, ist im Winter besser entwickelt.

Die jährliche Amplitude des Sonnenstrahlungsflusses am Äquator ist eher klein, nimmt aber nach Norden hin stark zu. Daher wird ceteris paribus die jährliche Temperaturamplitude hauptsächlich durch den Breitengrad des Gebiets bestimmt.

Drehung der Erde um ihre Achse.

Die Intensität der Sonneneinstrahlung überall auf der Welt an jedem Tag des Jahres hängt auch von der Tageszeit ab. Das liegt natürlich daran, dass sich die Erde in 24 Stunden um ihre eigene Achse dreht.

Albedo

- der vom Objekt reflektierte Anteil der Sonnenstrahlung (normalerweise in Prozent oder Bruchteilen einer Einheit ausgedrückt). Die Albedo von frisch gefallenem Schnee kann 0,81 erreichen, die Albedo von Wolken liegt je nach Art und vertikaler Dicke zwischen 0,17 und 0,81. Albedo aus dunklem, trockenem Sand - ca. 0,18, grüner Wald - von 0,03 bis 0,10. Die Albedo großer Wasserflächen hängt von der Höhe der Sonne über dem Horizont ab: Je höher sie steht, desto geringer ist die Albedo.

Die Albedo der Erde variiert zusammen mit der Atmosphäre je nach Wolkendecke und Schneebedeckungsgebiet. Von der gesamten auf unseren Planeten einfallenden Sonnenstrahlung entfallen ca. 0,34 wird in den Weltraum reflektiert und geht im System Erde-Atmosphäre verloren.

Atmosphärische Absorption.

Etwa 19 % der auf die Erde auftreffenden Sonnenstrahlung wird von der Atmosphäre absorbiert (nach gemittelten Schätzungen für alle Breitengrade und alle Jahreszeiten). In den oberen Schichten der Atmosphäre wird ultraviolette Strahlung hauptsächlich von Sauerstoff und Ozon absorbiert, und in den unteren Schichten wird rote und infrarote Strahlung (Wellenlänge über 630 nm) hauptsächlich von Wasserdampf und in geringerem Maße von Kohlendioxid absorbiert .

Absorption durch die Erdoberfläche.

Ungefähr 34 % der direkten Sonnenstrahlung, die an der oberen Grenze der Atmosphäre ankommt, wird in den Weltraum reflektiert, und 47 % passieren die Atmosphäre und werden von der Erdoberfläche absorbiert.

Die Änderung der von der Erdoberfläche absorbierten Energiemenge in Abhängigkeit vom Breitengrad ist in der Tabelle dargestellt. 2 und ausgedrückt durch die durchschnittliche jährliche Energiemenge (in Watt), die pro Tag von einer horizontalen Fläche von 1 m² absorbiert wird. Die Differenz zwischen der durchschnittlichen jährlichen Ankunft der Sonnenstrahlung an der oberen Grenze der Atmosphäre pro Tag und der Strahlung, die die Erdoberfläche ohne Bewölkung in verschiedenen Breiten erreicht, zeigt ihren Verlust unter dem Einfluss verschiedener atmosphärischer Faktoren (außer Bewölkung). Diese Verluste betragen im Allgemeinen etwa ein Drittel der einfallenden Sonnenstrahlung.

Tabelle 2. Durchschnittliche jährliche Einstrahlung von Sonnenstrahlung auf eine horizontale Fläche in der nördlichen Hemisphäre

Tabelle 2. DURCHSCHNITTLICHES JÄHRLICHES EINKOMMEN DER SONNENSTRAHLUNG AUF EINER HORIZONTALEN OBERFLÄCHE IN DER NÖRDLICHEN HEMISPHÄRE (W/m2 pro Tag)
Breitengrad, °N	0	10	20	30	40	50	60	70	80	90
Die Ankunft von Strahlung an der äußeren Grenze der Atmosphäre	403	397	380	352	317	273	222	192	175	167
Die Ankunft von Strahlung auf der Erdoberfläche bei klarem Himmel	270	267	260	246	221	191	154	131	116	106
Die Ankunft von Strahlung auf der Erdoberfläche bei mittlerer Bewölkung	194	203	214	208	170	131	97	76	70	71
Von der Erdoberfläche absorbierte Strahlung	181	187	193	185	153	119	88	64	45	31

Die Differenz zwischen der an der oberen Grenze der Atmosphäre ankommenden Sonnenstrahlung und der an der Erdoberfläche ankommenden Menge bei mittlerer Bewölkung, bedingt durch Strahlungsverluste in der Atmosphäre, hängt stark von der geografischen Breite ab: 52 % am Äquator, 41% bei 30°N. und 57% bei 60°N. Dies ist eine direkte Folge der quantitativen Änderung der Bewölkung mit dem Breitengrad. Aufgrund der Besonderheiten der atmosphärischen Zirkulation auf der Nordhalbkugel ist die Wolkenmenge auf einer Breite von ca. 30°. Der Einfluss von Wolken ist so groß, dass die maximale Energie die Erdoberfläche nicht am Äquator, sondern in subtropischen Breiten erreicht.

Die Differenz zwischen der auf die Erdoberfläche auftreffenden Strahlungsmenge und der absorbierten Strahlungsmenge wird nur durch die Albedo gebildet, die in hohen Breiten besonders groß ist und auf das hohe Reflexionsvermögen der Schnee- und Eisdecke zurückzuführen ist.

Von der gesamten Sonnenenergie, die vom System Erde-Atmosphäre genutzt wird, wird weniger als ein Drittel direkt von der Atmosphäre absorbiert, und der größte Teil der empfangenen Energie wird von der Erdoberfläche reflektiert. Die meiste Sonnenenergie kommt in Gebiete in niedrigen Breiten.

Erdstrahlung.

Trotz des kontinuierlichen Einstroms von Sonnenenergie in die Atmosphäre und auf die Erdoberfläche ist die Durchschnittstemperatur von Erde und Atmosphäre ziemlich konstant. Der Grund dafür ist, dass fast die gleiche Energiemenge von der Erde und ihrer Atmosphäre in den Weltraum abgegeben wird, meist in Form von Infrarotstrahlung, da die Erde und ihre Atmosphäre viel kälter sind als die Sonne, und nur ein kleiner Bruchteil davon im sichtbaren Teil des Spektrums. Die emittierte Infrarotstrahlung wird von mit Spezialgeräten ausgestatteten Wettersatelliten aufgezeichnet. Viele synoptische Satellitenkarten, die im Fernsehen gezeigt werden, sind Infrarotbilder und reflektieren die Wärmestrahlung von der Erdoberfläche und Wolken.

Thermisches Gleichgewicht.

Durch einen komplexen Energieaustausch zwischen Erdoberfläche, Atmosphäre und interplanetarem Raum erhält jede dieser Komponenten von den anderen beiden durchschnittlich so viel Energie, wie sie selbst verliert. Folglich erfahren weder die Erdoberfläche noch die Atmosphäre eine Energiezunahme oder -abnahme.

ALLGEMEINE ATMOSPHÄRISCHE ZIRKULATION

Aufgrund der Besonderheiten der gegenseitigen Position von Sonne und Erde erhalten äquatoriale und flächengleiche Polarregionen völlig unterschiedliche Mengen an Sonnenenergie. Die äquatorialen Regionen erhalten mehr Energie als die Polarregionen, und ihre Wasserflächen und Vegetation absorbieren mehr einfallende Energie. In den Polarregionen ist die Albedo von Schnee- und Eisdecken hoch. Obwohl die wärmeren Äquatorialregionen mehr Wärme abstrahlen als die Polarregionen, ist die Wärmebilanz so, dass die Polarregionen mehr Energie verlieren als sie gewinnen, und die Äquatorregionen mehr Energie erhalten als sie verlieren. Da es weder zu einer Erwärmung der Äquatorialregionen noch zu einer Abkühlung der Polarregionen kommt, ist es offensichtlich, dass zur Aufrechterhaltung des Wärmehaushalts der Erde überschüssige Wärme von den Tropen zu den Polen wandern muss. Diese Bewegung ist die Hauptantriebskraft der atmosphärischen Zirkulation. Die Luft in den Tropen erwärmt sich, steigt auf und dehnt sich aus und strömt in ca. 19km. In Polnähe kühlt es ab, wird dichter und sinkt an die Erdoberfläche, von wo aus es sich Richtung Äquator ausbreitet.

Die Hauptmerkmale der Zirkulation.

Luft, die in der Nähe des Äquators aufsteigt und in Richtung der Pole strömt, wird durch die Coriolis-Kraft abgelenkt. Betrachten wir diesen Vorgang am Beispiel der nördlichen Hemisphäre (das Gleiche passiert auf der südlichen Hemisphäre). Wenn man sich dem Pol nähert, weicht die Luft nach Osten ab und es stellt sich heraus, dass sie aus dem Westen kommt. So entstehen Westwinde. Ein Teil dieser Luft kühlt sich ab, während sie sich ausdehnt und Wärme abstrahlt, sinkt und fließt in die entgegengesetzte Richtung zum Äquator, weicht nach rechts aus und bildet einen Nordostpassat. Ein Teil der Luft, die sich zum Pol bewegt, bildet in gemäßigten Breiten einen Westtransport. Die in der Polarregion absteigende Luft bewegt sich in Richtung Äquator und bildet nach Westen abweichend einen östlichen Transport in den Polarregionen. Dies ist nur ein schematisches Diagramm der Zirkulation der Atmosphäre, deren ständiger Bestandteil die Passatwinde sind.

Windgürtel.

Unter dem Einfluss der Erdrotation bilden sich in den unteren Schichten der Atmosphäre mehrere Hauptwindgürtel ( siehe Bild.).

äquatoriale Ruhezone,

in der Nähe des Äquators gelegen, ist durch schwache Winde gekennzeichnet, die mit einer Konvergenzzone (d. h. Konvergenz der Luftströme) von stabilen Südostpassatwinden der südlichen Hemisphäre und Nordostpassatwinden der nördlichen Hemisphäre verbunden sind, die ungünstige Bedingungen für die Bewegung geschaffen haben Segelschiffe. Bei konvergierenden Luftströmungen in der Umgebung muss die Luft entweder steigen oder fallen. Da die Land- oder Meeresoberfläche ein Absinken verhindert, kommt es in den unteren Schichten der Atmosphäre zwangsläufig zu intensiven aufsteigenden Luftbewegungen, was auch durch eine starke Erwärmung der Luft von unten begünstigt wird. Die aufsteigende Luft kühlt ab und ihr Feuchtigkeitsgehalt nimmt ab. Daher sind dichte Wolken und häufige Niederschläge typisch für diese Zone.

Breitengrade des Pferdes

- Gebiete mit sehr schwachen Winden zwischen 30 und 35 ° nördlicher Breite. und y.sh. Dieser Name geht wahrscheinlich auf die Ära der Segelflotte zurück, als Schiffe, die den Atlantik überquerten, aufgrund schwacher, wechselhafter Winde oft ruhig oder verspätet waren. Inzwischen ging der Wasservorrat zur Neige, und die Besatzungen von Schiffen, die Pferde nach Westindien transportierten, waren gezwungen, sie über Bord zu werfen.

Die Pferdebreiten befinden sich zwischen den Bereichen der Passatwinde und des vorherrschenden westlichen Transports (näher an den Polen gelegen) und sind Zonen der Divergenz (dh Divergenz) von Winden in der Oberflächenluftschicht. Im Allgemeinen überwiegen in ihnen absteigende Luftbewegungen. Der Abstieg der Luftmassen geht mit einer Erwärmung der Luft und einer Erhöhung ihrer Feuchtigkeitskapazität einher, daher zeichnen sich diese Zonen durch geringe Bewölkung und eine unbedeutende Niederschlagsmenge aus.

Subpolare Zone von Wirbelstürmen

liegt zwischen 50 und 55°N. Es ist durch Sturmwinde unterschiedlicher Richtungen gekennzeichnet, die mit dem Durchgang von Zyklonen verbunden sind. Dies ist eine Konvergenzzone der westlichen und polaren Regionen, die in gemäßigten Breiten vorherrschen. Ostwinde. Wie in der äquatorialen Konvergenzzone herrschen hier aufsteigende Luftbewegungen, dichte Wolken und großflächige Niederschläge.

AUSWIRKUNGEN DER LAND- UND MEERVERTEILUNG

Sonnenstrahlung.

Unter dem Einfluss von Änderungen in der Ankunft der Sonnenstrahlung erwärmt und kühlt sich das Land viel stärker und schneller ab als der Ozean. Dies liegt an den unterschiedlichen Eigenschaften von Boden und Wasser. Wasser ist strahlungsdurchlässiger als Erdreich, sodass die Energie in einem größeren Wasservolumen verteilt wird und zu einer geringeren Erwärmung pro Volumeneinheit führt. Durch turbulente Vermischung verteilt sich die Wärme im oberen Ozean bis in eine Tiefe von etwa 100 m. Wasser hat eine größere Wärmekapazität als der Boden, daher steigt die Temperatur des Wassers bei gleicher Wärmemenge, die von denselben Wasser- und Bodenmassen aufgenommen wird, weniger stark an. Fast die Hälfte der Wärme, die auf die Wasseroberfläche gelangt, wird für die Verdunstung und nicht für das Heizen aufgewendet, und an Land trocknet der Boden aus. Daher schwankt die Temperatur der Meeresoberfläche tagsüber und während des Jahres viel weniger als die Temperatur der Landoberfläche. Da sich die Atmosphäre hauptsächlich aufgrund der Wärmestrahlung der darunter liegenden Oberfläche erwärmt und abkühlt, manifestieren sich die festgestellten Unterschiede in den Lufttemperaturen über Land und Ozeanen.

Lufttemperatur.

Je nachdem, ob das Klima hauptsächlich unter dem Einfluss des Ozeans oder des Landes gebildet wird, wird es als maritim oder kontinental bezeichnet. Maritimes Klima ist im Vergleich zu kontinentalem Klima durch deutlich niedrigere durchschnittliche Jahrestemperaturspannen (wärmere Winter und kühlere Sommer) gekennzeichnet.

Inseln im offenen Ozean (z. B. Hawaiian, Bermuda, Ascension) haben ein genau definiertes Meeresklima. An den Rändern der Kontinente können sich je nach Art der vorherrschenden Winde die einen oder anderen Klimatypen bilden. Beispielsweise dominiert in der Zone westlicher Transportvorherrschaft an den Westküsten das Meeresklima und an den Ostküsten das Kontinentalklima. Dies ist in der Tabelle gezeigt. 3, die die Temperaturen an drei US-Wetterstationen vergleicht, die sich auf ungefähr dem gleichen Breitengrad in der Zone westlicher Verkehrsdominanz befinden.

An der Westküste, in San Francisco, ist das Klima maritim, mit warmer Winter, kühle Sommer und niedrige Temperaturbereiche. In Chicago, im Inneren des Festlandes, ist das Klima stark kontinental, mit kalten Wintern, warmer Sommer und einen erheblichen Temperaturbereich. Das Klima an der Ostküste, in Boston, unterscheidet sich nicht sehr von dem in Chicago, obwohl der Atlantische Ozean aufgrund von Winden, die manchmal vom Meer her wehen (Meeresbrisen), eine mildernde Wirkung hat.

Monsun.

Der Begriff „Monsun“, abgeleitet vom arabischen „mausim“ (Jahreszeit), bedeutet „Jahreswind“. Der Name wurde zuerst auf die Winde im Arabischen Meer angewendet, die sechs Monate lang aus Nordosten und für die nächsten sechs Monate aus Südwesten wehten. Monsune erreichen ihre größte Stärke in Süd- und Ostasien sowie an tropischen Küsten, wenn der Einfluss der allgemeinen Zirkulation der Atmosphäre schwach ist und sie nicht unterdrückt. Die Golfküste ist von schwächeren Monsunen geprägt.

Monsune sind das großräumige saisonale Analogon der Brise, eines täglichen Windes, der in vielen Küstengebieten abwechselnd von Land zu Meer und von Meer zu Land weht. Während des Sommermonsuns ist das Land wärmer als der Ozean, und warme Luft, die darüber aufsteigt, breitet sich in der oberen Atmosphäre zu den Seiten aus. Dadurch entsteht nahe der Oberfläche ein Unterdruck, der zum Einströmen feuchter Meeresluft beiträgt. Während des Wintermonsuns ist das Land kälter als der Ozean, und so sinkt die kalte Luft über das Land und strömt zum Ozean. In Gebieten mit Monsunklima können sich auch Brisen entwickeln, aber sie bedecken nur die Oberflächenschicht der Atmosphäre und treten nur im Küstenstreifen auf.

Das Monsunklima ist durch einen ausgeprägten jahreszeitlichen Wechsel in Gebieten gekennzeichnet, aus denen Luftmassen kommen - im Winter und kontinental nautischer sommer; das Vorherrschen von Winden, die im Sommer vom Meer und im Winter vom Land wehen; Sommer Maximum Niederschlag, Bewölkung und Feuchtigkeit.

Die Umgebung von Bombay an der Westküste Indiens (etwa 20°N) ist ein klassisches Beispiel für ein Monsunklima. Im Februar wehen dort etwa 90 % der Zeit Winde aus Nordosten und im Juli - ca. 92 % der Zeit - südwestliche Rhumbs. Die durchschnittliche Niederschlagsmenge beträgt im Februar 2,5 mm und im Juli 693 mm. Die durchschnittliche Anzahl der Niederschlagstage im Februar beträgt 0,1 und im Juli - 21. Die durchschnittliche Bewölkung im Februar beträgt 13%, im Juli - 88%. Die durchschnittliche relative Luftfeuchtigkeit beträgt 71 % im Februar und 87 % im Juli.

ENTLASTUNGSEINFLUSS

Die größten orografischen Hindernisse (Berge) haben einen erheblichen Einfluss auf das Landklima.

thermisches Regime.

In den unteren Schichten der Atmosphäre sinkt die Temperatur um etwa 0,65 ° C mit einem Anstieg pro 100 m; In Gebieten mit langen Wintern ist die Temperatur etwas langsamer, insbesondere in der unteren 300-m-Schicht, und in Gebieten mit langen Sommern ist sie etwas schneller. Die engste Beziehung zwischen Durchschnittstemperatur und Höhe wird in den Bergen beobachtet. Daher fallen durchschnittliche Temperaturisothermen beispielsweise in Gegenden wie Colorado ein allgemein gesagt Wiederholen Sie die Höhenlinien von topografischen Karten.

Bewölkung und Niederschlag.

Wenn Luft auf ihrem Weg auf eine Bergkette trifft, wird sie gezwungen aufzusteigen. Gleichzeitig kühlt sich die Luft ab, was zu einer Abnahme ihrer Feuchtigkeitskapazität und zur Kondensation von Wasserdampf (Wolken- und Niederschlagsbildung) auf der Luvseite der Berge führt. Wenn Feuchtigkeit kondensiert, erwärmt sich die Luft und wird trocken und warm, wenn sie die Leeseite der Berge erreicht. So entsteht in den Rocky Mountains der Chinook-Wind.

Tabelle 4. Extreme Temperaturen der Kontinente und Inseln Ozeaniens

Tabelle 4. EXTREME TEMPERATUREN DER OZEANBEHÄLTER UND INSELN
Region	Maximale Temperatur, °C	Ort	Mindesttemperatur, °C	Ort
Nordamerika	57	Death Valley, Kalifornien, USA	–66	Nortis, Grönland 1
Südamerika	49	Rivadavia, Argentinien	–33	Sarmiento, Argentinien
Europa	50	Sevilla, Spanien	–55	Ust-Schchugor, Russland
Asien	54	Tirat Zevi, Israel	–68	Oimjakon, Russland
Afrika	58	Al Azizia, Libyen	–24	Ifrane, Marokko
Australien	53	Cloncurry, Australien	–22	Charlotte Pass, Australien
Antarktis	14	Esperanza, Antarktische Halbinsel	–89	Wostok-Station, Antarktis
Ozeanien	42	Tuguegarao, Philippinen	–10	Haleakala, Hawaii, USA
1 Festland Nordamerika die niedrigste aufgezeichnete Temperatur war -63° С (Snug, Yukon, Kanada)

Tabelle 5. Extremwerte des durchschnittlichen Jahresniederschlags auf den Kontinenten und Inseln Ozeaniens

Tabelle 5. EXTREME WERTE DER JÄHRLICHEN DURCHSCHNITTLICHEN NIEDERSCHLAGSMELDUNGEN AUF DEN MATERINS UND INSELN OZEANIENS
Region	Maximal, mm	Ort	Minimum, mm	Ort
Nordamerika	6657	Henderson Lake, Britisch-Kolumbien, Kanada	30	Batages, Mexiko
Südamerika	8989	Quibdo, Kolumbien		Arika, Chile
Europa	4643	Crkvice, Jugoslawien	163	Astrachan, Russland
Asien	11430	Cherrapunji, Indien	46	Aden, Jemen
Afrika	10277	Debunja, Kamerun		Wadi Halfa, Sudan
Australien	4554	Tully, Australien	104	Malka, Australien
Ozeanien	11684	Waialeale, Hawaii, USA	226	Puako, Hawaii, USA

ZUSAMMENFASSENDE OBJEKTE

Luftmassen.

Luftmasse ist ein riesiges Luftvolumen, dessen Eigenschaften (hauptsächlich Temperatur und Feuchtigkeit) unter dem Einfluss der darunter liegenden Oberfläche in einer bestimmten Region gebildet wurden und sich allmählich ändern, wenn es sich von der Entstehungsquelle in horizontaler Richtung bewegt.

Luftmassen unterscheiden sich hauptsächlich durch die thermischen Eigenschaften der Formationsgebiete, beispielsweise tropisch und polar. Die Bewegung der Luftmassen von einem Gebiet zum anderen kann unter Beibehaltung vieler ihrer ursprünglichen Eigenschaften auf synoptischen Karten verfolgt werden. Zum Beispiel erwärmt sich kalte und trockene Luft aus der kanadischen Arktis, die über das Territorium der Vereinigten Staaten strömt, langsam, bleibt aber trocken. Ebenso bleiben warme, feuchte tropische Luftmassen, die sich über dem Golf von Mexiko bilden, feucht, können sich aber je nach Beschaffenheit der darunter liegenden Oberfläche erwärmen oder abkühlen. Natürlich intensiviert sich eine solche Umwandlung von Luftmassen, wenn sich die Bedingungen auf ihrem Weg ändern.

Wenn Luftmassen mit unterschiedlichen Eigenschaften aus entfernten Entstehungszentren in Kontakt kommen, behalten sie ihre Eigenschaften. Die meiste Zeit ihres Bestehens sind sie durch mehr oder weniger klar definierte Übergangszonen getrennt, in denen sich Temperatur, Feuchtigkeit und Windgeschwindigkeit dramatisch ändern. Dann vermischen sich die Luftmassen, lösen sich auf und hören am Ende auf, als getrennte Körper zu existieren. Die Übergangszonen zwischen bewegten Luftmassen werden als „Fronten“ bezeichnet.

Fronten

durch die Hohlräume des barischen Feldes gehen, d.h. entlang von Niederdruckkonturen. Beim Überqueren einer Front ändert sich die Windrichtung normalerweise dramatisch. In polaren Luftmassen kann der Wind nordwestlich sein, während er in tropischen Luftmassen südlich sein kann. Am meisten schlechtes Wetter entlang der Fronten und im kälteren Bereich nahe der Front installiert, wo warme Luft einen Keil aus dichter kalter Luft hinaufgleitet und abkühlt. Infolgedessen bilden sich Wolken und Niederschlag fällt. Entlang der Front bilden sich manchmal extratropische Wirbelstürme. Fronten bilden sich auch, wenn kalte nördliche und warme südliche Luftmassen im zentralen Teil des Zyklons (Gebiete mit niedrigem Luftdruck) aufeinandertreffen.

Es gibt vier Arten von Fronten. An einer mehr oder weniger stabilen Grenze zwischen polaren und tropischen Luftmassen bildet sich eine stationäre Front. Wenn kalte Luft in der Oberflächenschicht zurückweicht und warme Luft vordringt, bildet sich eine Warmfront. Normalerweise ist der Himmel vor einer sich nähernden Warmfront bedeckt, es regnet oder schneit und die Temperatur steigt allmählich an. Wenn die Front vorbei ist, hört der Regen auf und die Temperatur bleibt hoch. Wenn eine Kaltfront vorbeizieht, strömt kalte Luft nach vorne und warme Luft zieht sich zurück. Regnerisches, windiges Wetter wird in einem schmalen Band entlang der Kaltfront beobachtet. Gegen, Warme Vorderseite vorher eine weite Zone von Bewölkung und Regen. Eine Okkludierte Front kombiniert Merkmale von Warm- und Kaltfronten und wird normalerweise mit einem alten Zyklon in Verbindung gebracht.

Zyklone und Antizyklone.

Wirbelstürme sind großräumige atmosphärische Störungen in einem Gebiet mit niedrigem Druck. Auf der Nordhalbkugel wehen die Winde von Hoch- zu Tiefdruck entgegen dem Uhrzeigersinn und auf der Südhalbkugel im Uhrzeigersinn. In Wirbelstürmen der gemäßigten Breiten, die als außertropisch bezeichnet werden, kommt normalerweise eine Kaltfront zum Ausdruck, und eine Warmfront, falls vorhanden, ist nicht immer deutlich sichtbar. Außertropische Wirbelstürme bilden sich oft windabwärts von Gebirgszügen, beispielsweise über den östlichen Hängen der Rocky Mountains und entlang der Ostküsten Nordamerikas und Asiens. In gemäßigten Breiten sind die meisten Niederschläge mit Wirbelstürmen verbunden.

Ein Hochdruckgebiet ist ein Gebiet hoher Blutdruck Luft. Es wird normalerweise mit gutem Wetter mit einem klaren oder leicht bewölkten Himmel in Verbindung gebracht. Auf der Nordhalbkugel weichen die Winde aus dem Zentrum des Antizyklons im Uhrzeigersinn ab und auf der Südhalbkugel gegen den Uhrzeigersinn. Antizyklone sind normalerweise größer als Zyklone und bewegen sich langsamer.

Da sich die Luft im Antizyklon vom Zentrum zur Peripherie ausbreitet, sinken höhere Luftschichten ab und kompensieren ihren Abfluss. In einem Zyklon hingegen steigt die durch konvergierende Winde verdrängte Luft auf. Da es die aufsteigenden Luftbewegungen sind, die zur Wolkenbildung führen, beschränken sich Bewölkung und Niederschläge meist auf Wirbelstürme, während in Hochdruckgebieten klares oder leicht bewölktes Wetter vorherrscht.

Tropische Wirbelstürme (Hurrikane, Taifune)

Tropische Wirbelstürme (Hurrikane, Taifune) gemeinsamen Namen für Wirbelstürme, die sich über Ozeanen in den Tropen bilden (mit Ausnahme der kalten Gewässer des Südatlantiks und des Südostpazifiks) und keine gegensätzlichen Luftmassen enthalten. Tropische Wirbelstürme treten in verschiedenen Teilen der Welt auf und treffen normalerweise die östlichen und äquatorialen Regionen der Kontinente. Sie kommen im südlichen und südwestlichen Nordatlantik (einschließlich Karibisches Meer und Golf von Mexiko), im Nordpazifik (westlich der mexikanischen Küste, der Philippinen und des Chinesischen Meeres), im Golf von Bengalen und im Arabischen Meer vor. , im südlichen Teil Indischer Ozean vor der Küste Madagaskars, vor der Nordwestküste Australiens und im Südpazifik - von der Küste Australiens bis 140 ° W.

Tropische Wirbelstürme werden nach internationaler Vereinbarung nach Windstärke klassifiziert. Es gibt tropische Tiefdruckgebiete mit Windgeschwindigkeiten bis 63 km/h, tropische Stürme (Windgeschwindigkeiten von 64 bis 119 km/h) und tropische Wirbelstürme oder Taifune (Windgeschwindigkeiten über 120 km/h).

In einigen Regionen der Welt haben tropische Wirbelstürme lokale Namen: im Nordatlantik und im Golf von Mexiko - Hurrikane (in Haiti - heimlich); im Pazifischen Ozean vor der Westküste Mexikos - Cordonaso, in den westlichen und südlichsten Regionen - Taifune, auf den Philippinen - Baguyo oder Baruyo; in Australien - willy-willy.

Ein tropischer Wirbelsturm ist ein riesiger atmosphärischer Wirbel mit einem Durchmesser von 100 bis 1600 km, begleitet von starken zerstörerischen Winden, heftigen Regenfällen und hohen Wellen (Anstieg des Meeresspiegels durch Wind). Beginnende tropische Wirbelstürme bewegen sich normalerweise nach Westen, wobei sie leicht nach Norden abweichen, mit zunehmender Bewegungsgeschwindigkeit und zunehmender Größe. Nach der Bewegung in Richtung Pol kann ein tropischer Wirbelsturm „umkehren“, in die westliche Übertragung gemäßigter Breiten übergehen und sich nach Osten bewegen (eine solche Änderung der Bewegungsrichtung tritt jedoch nicht immer auf).

Die gegen den Uhrzeigersinn rotierenden Zyklonenwinde der Nordhalbkugel haben ihre maximale Stärke in einem Gürtel mit einem Durchmesser von 30–45 km oder mehr, ausgehend vom „Auge des Sturms“. Die Windgeschwindigkeit in der Nähe der Erdoberfläche kann 240 km/h erreichen. Im Zentrum eines tropischen Wirbelsturms befindet sich normalerweise ein wolkenfreier Bereich mit einem Durchmesser von 8 bis 30 km, der als "Auge des Sturms" bezeichnet wird, da der Himmel hier oft klar (oder leicht bewölkt) ist der Wind ist normalerweise sehr schwach. Die Zone der zerstörerischen Winde entlang der Bahn des Taifuns hat eine Breite von 40–800 km. Zyklone legen bei ihrer Entstehung und Bewegung Entfernungen von mehreren tausend Kilometern zurück, beispielsweise von der Entstehungsquelle in der Karibik oder im tropischen Atlantik bis in Binnenregionen oder den Nordatlantik.

Obwohl Orkanwinde im Zentrum eines Zyklons enorme Geschwindigkeiten erreichen, kann sich der Hurrikan selbst sehr langsam bewegen und sogar für einige Zeit anhalten, was besonders für tropische Wirbelstürme gilt, die sich normalerweise mit einer Geschwindigkeit von nicht mehr als 24 km / h. Wenn sich der Zyklon von den Tropen entfernt, nimmt seine Geschwindigkeit normalerweise zu und erreicht in einigen Fällen 80 km/h oder mehr.

Orkanwinde können große Schäden anrichten. Obwohl sie schwächer sind als in einem Tornado, sind sie dennoch in der Lage, Bäume zu fällen, Häuser umzustürzen, Stromleitungen zu durchbrechen und sogar Züge zum Entgleisen zu bringen. Der größte Verlust an Menschenleben wird jedoch durch Überschwemmungen im Zusammenhang mit Hurrikanen verursacht. Im weiteren Verlauf des Sturms bilden sich oft riesige Wellen, der Meeresspiegel kann in wenigen Minuten um mehr als 2 m ansteigen, kleine Schiffe werden an Land gespült. Gigantische Wellen zerstören Häuser, Straßen, Brücken und andere Gebäude am Ufer und können sogar alte Sandinseln wegspülen. Die meisten Hurrikane werden von sintflutartigen Regenfällen begleitet, die Felder überschwemmen und Ernten beschädigen, Straßen auswaschen und Brücken zerstören und tief gelegene Gemeinden überfluten.

Verbesserte Vorhersagen, begleitet von operativen Sturmwarnungen, haben zu einer deutlichen Reduzierung der Opferzahlen geführt. Wenn sich ein tropischer Wirbelsturm bildet, nimmt die Häufigkeit der Vorhersagesendungen zu. Die wichtigste Informationsquelle sind Meldungen von Flugzeugen, die speziell für Zyklonbeobachtungen ausgerüstet sind. Solche Flugzeuge patrouillieren Hunderte von Kilometern von der Küste entfernt und dringen oft in das Zentrum eines Zyklons ein, um genaue Informationen über seine Position und Bewegung zu erhalten.

Die Küstengebiete, die am anfälligsten für Hurrikane sind, sind mit Radaranlagen ausgestattet, um sie zu erkennen. Dadurch kann der Sturm bis zu einer Entfernung von 400 km von der Radarstation erfasst und verfolgt werden.

Tornado (Tornado)

Ein Tornado (Tornado) ist eine rotierende Trichterwolke, die sich von der Basis bis zum Boden erstreckt Donnerwolke. Seine Farbe ändert sich von grau nach schwarz. Ungefähr 80 % der Tornados in den Vereinigten Staaten haben maximale Windgeschwindigkeiten von 65–120 km/h und nur 1 % von 320 km/h oder mehr. Ein herannahender Tornado macht normalerweise ein ähnliches Geräusch wie ein fahrender Güterzug. Trotz der relativ kleine Größe gehören Tornados zu den gefährlichsten Sturmphänomenen.

Von 1961 bis 1999 töteten Tornados in den USA durchschnittlich 82 Menschen pro Jahr. Die Wahrscheinlichkeit, dass ein Tornado an dieser Stelle vorbeizieht, ist jedoch äußerst gering, da die durchschnittliche Länge seines Laufs ziemlich kurz ist (ca. 25 km) und die Schwade klein ist (weniger als 400 m breit).

Ein Tornado entsteht in Höhen bis zu 1000 m über der Erdoberfläche. Einige von ihnen erreichen den Boden nie, andere können ihn berühren und wieder aufsteigen. Tornados sind normalerweise mit Gewitterwolken verbunden, aus denen Hagel zu Boden fällt, und können in Gruppen von zwei oder mehr auftreten. In diesem Fall bildet sich zuerst ein stärkerer Tornado und dann ein oder mehrere schwächere Wirbel.

Für die Bildung eines Tornados in Luftmassen ist ein scharfer Kontrast in Temperatur, Feuchtigkeit, Dichte und Parametern von Luftströmungen erforderlich. Kühle und trockene Luft aus dem Westen oder Nordwesten bewegt sich in Richtung der warmen und feuchten Luft in der Oberflächenschicht. Begleitet wird dies von starken Winden in einer schmalen Übergangszone, in der komplexe Energieumwandlungen stattfinden, die zur Wirbelbildung führen können. Wahrscheinlich entsteht ein Tornado nur durch eine streng definierte Kombination mehrerer ziemlich gemeinsamer Faktoren, die über einen weiten Bereich variieren.

Tornados werden auf der ganzen Welt beobachtet, aber die günstigsten Bedingungen für ihre Entstehung sind vorhanden zentrale Regionen VEREINIGTE STAATEN VON AMERIKA. Die Häufigkeit von Tornados steigt typischerweise im Februar in allen östlichen Bundesstaaten, die an den Golf von Mexiko angrenzen, und erreicht im März ihren Höhepunkt. In Iowa und Kansas tritt ihre höchste Häufigkeit von Mai bis Juni auf. Von Juli bis Dezember nimmt die Zahl der Tornados im ganzen Land rapide ab. Die durchschnittliche Anzahl von Tornados in den USA liegt bei ca. 800 pro Jahr, die Hälfte davon im April, Mai und Juni. Diese Zahl erreicht die höchsten Werte in Texas (120 pro Jahr) und die niedrigsten - in den nordöstlichen und westlichen Bundesstaaten (1 pro Jahr).

Die Zerstörung durch Tornados ist schrecklich. Sie treten sowohl aufgrund des Windes mit enormer Kraft als auch aufgrund der großen Druckabfälle in einem begrenzten Bereich auf. Ein Tornado ist in der Lage, ein Gebäude in Stücke zu reißen und es durch die Luft zu zerstreuen. Mauern können einstürzen. Durch den starken Druckabfall werden schwere Gegenstände auch in Gebäuden wie von einer riesigen Pumpe angesaugt in die Luft gehoben und teilweise über weite Strecken transportiert.

Es ist unmöglich, genau vorherzusagen, wo ein Tornado entsteht. Es ist jedoch möglich, einen Bereich von ca. 50 Tausend Quadratmeter km, innerhalb dessen die Wahrscheinlichkeit des Auftretens von Tornados ziemlich hoch ist.

Gewitter

Gewitter oder Gewitter sind lokale atmosphärische Störungen, die mit der Entwicklung von Cumulonimbus-Wolken verbunden sind. Begleitet werden solche Stürme immer von Blitz und Donner und meist starken Windböen und Starkregen. Manchmal fällt Hagel. Die meisten Gewitter enden schnell, und selbst die längsten dauern selten länger als ein oder zwei Stunden.

Gewitter entstehen aufgrund atmosphärischer Instabilität und sind hauptsächlich mit der Vermischung von Luftschichten verbunden, die tendenziell eine stabilere Dichteverteilung erreichen. Mächtige Aufwinde der Luft sind Unterscheidungsmerkmal die Anfangsphase eines Gewitters. Starke Luftbewegungen nach unten in den Zonen Regenfall charakteristisch für seine Endphase. Gewitterwolken erreichen in gemäßigten Breiten oft eine Höhe von 12–15 km und in den Tropen sogar noch mehr. Ihr vertikales Wachstum wird durch den stationären Zustand begrenzt unteren Schichten Stratosphäre.

Eine einzigartige Eigenschaft von Gewittern ist ihre elektrische Aktivität. Blitze können innerhalb einer sich entwickelnden Kumuluswolke, zwischen zwei Wolken oder zwischen einer Wolke und dem Boden auftreten. Tatsächlich besteht eine Blitzentladung fast immer aus mehreren Entladungen, die denselben Kanal passieren, und sie passieren so schnell, dass sie mit bloßem Auge als ein und dieselbe Entladung wahrgenommen werden.

Es ist noch nicht ganz klar, wie die Trennung großer Ladungen mit entgegengesetztem Vorzeichen in der Atmosphäre erfolgt. Die meisten Forscher glauben, dass dieser Prozess mit Unterschieden in der Größe von flüssigen und gefrorenen Wassertröpfchen sowie mit vertikalen Luftströmungen zusammenhängt. Die elektrische Ladung einer Gewitterwolke induziert eine Ladung auf der Erdoberfläche darunter und Ladungen mit entgegengesetztem Vorzeichen um die Basis der Wolke herum. Zwischen den gegensätzlich geladenen Teilen der Wolke und der Erdoberfläche entsteht eine riesige Potentialdifferenz. Wenn es einen ausreichenden Wert erreicht, tritt eine elektrische Entladung auf - ein Blitz.

Der Donner, der eine Blitzentladung begleitet, wird durch die augenblickliche Ausdehnung der Luft im Weg der Entladung verursacht, die auftritt, wenn sie plötzlich durch einen Blitz erhitzt wird. Donner ist häufiger als kontinuierliches Geläute zu hören und nicht als einzelner Schlag, da er entlang des gesamten Blitzentladungskanals auftritt und daher der Schall die Entfernung von seiner Quelle zum Beobachter in mehreren Stufen überwindet.

Jet-Luftströmungen

- mäandrierende "Flüsse" starker Winde in gemäßigten Breiten in Höhen von 9-12 km (die normalerweise auf Langstreckenflüge von Düsenflugzeugen beschränkt sind), die mit Geschwindigkeiten von manchmal bis zu 320 km/h wehen. Ein Flugzeug, das in Richtung des Jetstreams fliegt, spart viel Treibstoff und Zeit. Daher ist die Vorhersage der Ausbreitung und Stärke von Jetstreams für die Flugplanung und die Flugnavigation im Allgemeinen unerlässlich.

Synoptische Karten (Wetterkarten)

Um viele atmosphärische Phänomene zu charakterisieren und zu untersuchen sowie das Wetter vorherzusagen, ist es notwendig, an vielen Punkten gleichzeitig verschiedene Beobachtungen durchzuführen und die gewonnenen Daten auf Karten aufzuzeichnen. In der Meteorologie werden die sog. synoptische Methode.

Synoptische Oberflächenkarten.

Auf dem Territorium der Vereinigten Staaten werden stündlich (in einigen Ländern - seltener) Wetterbeobachtungen durchgeführt. Die Bewölkung wird charakterisiert (Dichte, Höhe und Art); Ablesungen von Barometern werden vorgenommen, an denen Korrekturen vorgenommen werden, um die erhaltenen Werte auf Meereshöhe zu bringen; Windrichtung und -geschwindigkeit sind festgelegt; die Menge an flüssigem oder festem Niederschlag und die Temperatur von Luft und Boden werden gemessen (zum Zeitpunkt der Beobachtung, Maximum und Minimum); Luftfeuchtigkeit wird bestimmt; Sichtverhältnisse und alle anderen atmosphärische Phänomene(z. B. Gewitter, Nebel, Dunst usw.).

Jeder Beobachter kodiert und übermittelt dann die Informationen unter Verwendung des International Meteorological Code. Da dieses Verfahren von der World Meteorological Organization standardisiert ist, können solche Daten überall auf der Welt leicht entschlüsselt werden. Die Kodierung dauert ca. 20 Minuten, danach werden Nachrichten an Informationssammelstellen übermittelt und es findet ein internationaler Datenaustausch statt. Dann werden die Ergebnisse der Beobachtungen (in Form von Zahlen und Symbolen) aufgetragen Konturkarte wobei meteorologische Stationen durch Punkte gekennzeichnet sind. Auf diese Weise bekommt der Prognostiker eine Vorstellung von den Wetterbedingungen innerhalb einer großen geografischen Region. Großes Bild wird noch deutlicher, nachdem die Punkte, an denen der gleiche Druck aufgezeichnet wird, durch glatte durchgezogene Linien verbunden werden - Isobaren und das Ziehen von Grenzen zwischen verschiedenen Luftmassen (atmosphärischen Fronten). Auch Gebiete mit Hoch- oder Tiefdruck werden unterschieden. Noch ausdrucksstärker wird die Karte, wenn Sie die zum Beobachtungszeitpunkt niedergeschlagenen Flächen übermalen oder schattieren.

Synoptische Karten der Oberflächenschicht der Atmosphäre sind eines der wichtigsten Werkzeuge für die Wettervorhersage. Der Prognostiker vergleicht eine Reihe von synoptischen Diagrammen zu verschiedenen Beobachtungszeitpunkten und untersucht die Dynamik barischer Systeme, wobei er Temperatur- und Feuchtigkeitsänderungen in Luftmassen feststellt, wenn sie sich über verschiedene Arten von darunterliegender Oberfläche bewegen.

Synoptische Höhenkarten.

Wolken werden durch Luftströmungen bewegt, normalerweise in beträchtlichen Höhen über der Erdoberfläche. Daher ist es für den Meteorologen wichtig, zuverlässige Daten für viele Schichten der Atmosphäre zu haben. Basierend auf den mit Hilfe von Wetterballons, Flugzeugen und Satelliten gewonnenen Daten werden Wetterkarten für fünf Höhenstufen erstellt. Diese Karten werden an synoptische Zentren übermittelt.

WETTERVORHERSAGE

Die Wettervorhersage basiert auf menschlichem Wissen und Computerfähigkeiten. Ein traditioneller Bestandteil der Vorhersage ist die Analyse von Karten, die die horizontale und vertikale Struktur der Atmosphäre zeigen. Anhand dieser kann ein Prognostiker die Entwicklung und Bewegung von synoptischen Objekten bewerten. Die Verwendung von Computern im meteorologischen Netzwerk erleichtert die Vorhersage von Temperatur, Druck und anderen meteorologischen Elementen erheblich.

Wettervorhersagen erfordern neben einem leistungsfähigen Computer ein weites Netz von Wetterbeobachtungen und einen zuverlässigen mathematischen Apparat. Direkte Beobachtungen liefern mathematischen Modellen die für ihre Kalibrierung notwendigen Daten.

Eine ideale Prognose muss in jeder Hinsicht begründet werden. Es ist schwierig, die Ursache von Fehlern in der Prognose zu bestimmen. Meteorologen halten eine Vorhersage für gerechtfertigt, wenn ihr Fehler geringer ist als die Vorhersage des Wetters mit einer von zwei Methoden, die keine besonderen Kenntnisse auf dem Gebiet der Meteorologie erfordern. Der erste von ihnen, der als Trägheit bezeichnet wird, geht davon aus, dass sich die Natur des Wetters nicht ändern wird. Die zweite Methode geht davon aus, dass die Wettereigenschaften für ein bestimmtes Datum dem Monatsdurchschnitt entsprechen.

Die Dauer des Zeitraums, in dem die Prognose gerechtfertigt ist (d. h bestes Ergebnis als einer der beiden genannten Ansätze) hängt nicht nur von der Qualität der Beobachtungen, des mathematischen Apparats, der Computertechnologie ab, sondern auch vom Ausmaß des vorhergesagten meteorologischen Phänomens. Generell gilt: Je größer das Wetterereignis, desto länger kann es vorhergesagt werden. So lassen sich beispielsweise der Entwicklungsgrad und der Weg von Wirbelstürmen oft für mehrere Tage im Voraus vorhersagen, das Verhalten einer bestimmten Kumuluswolke jedoch nicht länger als für die nächste Stunde. Diese Einschränkungen scheinen auf die Eigenschaften der Atmosphäre zurückzuführen zu sein und können noch nicht durch sorgfältigere Beobachtungen oder genauere Gleichungen überwunden werden.

Atmosphärische Prozesse entwickeln sich chaotisch. Dies bedeutet, dass unterschiedliche Ansätze erforderlich sind, um verschiedene Phänomene auf unterschiedlichen raumzeitlichen Skalen vorherzusagen, insbesondere um das Verhalten großer Wirbelstürme in den mittleren Breiten und lokaler starker Gewitter vorherzusagen, sowie für langfristige Vorhersagen. Beispielsweise ist eine Vorhersage des Luftdrucks für einen Tag in der Oberflächenschicht fast so genau wie die Messungen mit Hilfe von Wetterballons, an denen sie überprüft wurde. Und umgekehrt ist es schwierig, eine detaillierte Drei-Stunden-Vorhersage über die Bewegung der Sturmlinie zu geben – ein Band intensiver Niederschläge vor der Kaltfront und im Allgemeinen parallel dazu, innerhalb dessen Tornados entstehen können. Meteorologen können nur vorläufig große Gebiete mit möglichem Auftreten von Gewitterlinien identifizieren. Wenn sie auf einem Satellitenbild oder per Radar fixiert werden, lässt sich ihr Fortgang nur auf ein bis zwei Stunden hochrechnen, daher ist es wichtig, den Wetterbericht zeitnah an die Bevölkerung zu bringen. Die Vorhersage ungünstiger kurzfristiger meteorologischer Phänomene (Böen, Hagel, Tornados usw.) wird als dringende Vorhersage bezeichnet. Computertechniken werden entwickelt, um diese gefährlichen Wetterphänomene vorherzusagen.

Andererseits gibt es das Problem der langfristigen Prognosen, d.h. mehr als ein paar Tage im Voraus, wofür Beobachtungen des Wetters innerhalb des gesamten Globus unbedingt erforderlich sind, aber selbst das reicht nicht aus. Da die turbulente Natur der Atmosphäre die Fähigkeit einschränkt, das Wetter über ein großes Gebiet vorherzusagen ungefähre Zeit Bis zu zwei Wochen sollte die Vorhersage für einen längeren Zeitraum auf Faktoren beruhen, die die Atmosphäre auf vorhersehbare Weise beeinflussen und selbst mehr als zwei Wochen im Voraus bekannt sind. Ein solcher Faktor ist die Meeresoberflächentemperatur, die sich langsam über Wochen und Monate ändert, synoptische Prozesse beeinflusst und dazu verwendet werden kann, Gebiete mit anormalen Temperaturen und Niederschlägen zu identifizieren.

PROBLEME DES AKTUELLEN WETTER- UND KLIMASTANDES

Luftverschmutzung.

Globale Erwärmung.

Der Kohlendioxidgehalt der Erdatmosphäre ist seit 1850 um etwa 15 % gestiegen und wird voraussichtlich bis 2015 um fast den gleichen Betrag zunehmen, aller Wahrscheinlichkeit nach aufgrund der Verbrennung fossiler Brennstoffe: Kohle, Öl und Gas. Es wird davon ausgegangen, dass infolge dieses Prozesses die durchschnittliche Jahrestemperatur auf der Erde um etwa 0,5 °C steigen und später im 21. Jahrhundert sogar noch höher werden wird. Die Folgen der globalen Erwärmung sind schwer vorherzusagen, aber sie sind wahrscheinlich nicht günstig.

Ozon,

dessen Molekül aus drei Sauerstoffatomen besteht, kommt hauptsächlich in der Atmosphäre vor. Beobachtungen, die von Mitte der 1970er bis Mitte der 1990er Jahre durchgeführt wurden, zeigten, dass sich die Ozonkonzentration über der Antarktis stark veränderte: Sie nahm im Frühjahr (im Oktober) ab, als das sogenannte Ozon gebildet wurde. „Ozonloch“ und stieg dann im Sommer (im Januar) wieder auf einen Normalwert an. In dieser Region zeigt sich im Betrachtungszeitraum ein klarer Trend zur Abnahme des Ozonmindestgehalts im Frühjahr. Globale Satellitenbeobachtungen zeigen eine etwas geringere, aber merkliche Abnahme der Ozonkonzentration, die überall, mit Ausnahme der Äquatorzone, auftritt. Es wird angenommen, dass dies auf die weit verbreitete Verwendung von fluorchlorhaltigen Freonen (Freonen) in Kühlgeräten und für andere Zwecke zurückzuführen ist.

El Niño.

Alle paar Jahre kommt es im östlichen Äquatorbereich des Pazifischen Ozeans zu einer extrem starken Erwärmung. Sie beginnt in der Regel im Dezember und dauert mehrere Monate. Aufgrund der zeitlichen Nähe zu Weihnachten nennt man dieses Phänomen „ El Nino“, was auf Spanisch „Baby (Christus)“ bedeutet. Die begleitenden atmosphärischen Phänomene wurden als Südliche Oszillation bezeichnet, weil sie erstmals auf der Südhalbkugel beobachtet wurden. Aufgrund der warmen Wasseroberfläche wird im östlichen Teil des Pazifischen Ozeans ein konvektiver Luftaufstieg beobachtet und nicht wie üblich im westlichen Teil. Infolgedessen verlagert sich das Gebiet starker Regenfälle von den westlichen Regionen des Pazifischen Ozeans in die östlichen.

Dürren in Afrika.

Die Erwähnung der Dürre in Afrika geht auf die biblische Geschichte zurück. In jüngerer Zeit, Ende der 1960er und Anfang der 1970er Jahre, tötete eine Dürre in der Sahelzone am südlichen Rand der Sahara 100.000 Menschen. Die Dürre der 1980er Jahre forderte in Ostafrika einen ähnlichen Tribut. Die ungünstigen klimatischen Bedingungen dieser Regionen wurden durch Überweidung, Entwaldung und Militäraktionen (wie in Somalia in den 1990er Jahren) verschärft.

METEOROLOGISCHE INSTRUMENTE

Meteorologische Instrumente sind sowohl für sofortige, dringende Messungen (Thermometer oder Barometer zur Messung von Temperatur oder Druck) als auch für die kontinuierliche Aufzeichnung derselben Elemente über die Zeit, normalerweise in Form eines Diagramms oder einer Kurve (Thermograph, Barograph), konzipiert. Im Folgenden werden nur Geräte für dringende Messungen beschrieben, aber fast alle existieren auch in Form von Schreibern. Tatsächlich sind dies die gleichen Messinstrumente, aber mit einem Stift, der eine Linie auf einem sich bewegenden Papierband zeichnet.

Thermometer.

Flüssigglasthermometer.

In meteorologischen Thermometern wird am häufigsten die Fähigkeit einer in einem Glaskolben eingeschlossenen Flüssigkeit, sich auszudehnen und zusammenzuziehen, genutzt. Typischerweise endet eine Glaskapillare in einer kugelförmigen Aufweitung, die als Flüssigkeitsreservoir dient. Die Empfindlichkeit eines solchen Thermometers ist umgekehrt proportional zur Querschnittsfläche der Kapillare und direkt proportional zum Volumen des Reservoirs und der Differenz der Ausdehnungskoeffizienten einer bestimmten Flüssigkeit und eines Glases. Daher haben empfindliche meteorologische Thermometer große Reservoire und dünne Röhren, und die darin verwendeten Flüssigkeiten dehnen sich mit steigender Temperatur viel schneller aus als Glas.

Die Wahl der Flüssigkeit für ein Thermometer hängt hauptsächlich vom Bereich der gemessenen Temperaturen ab. Quecksilber wird verwendet, um Temperaturen über -39 °C, seinem Gefrierpunkt, zu messen. Für niedrigere Temperaturen werden flüssige organische Verbindungen wie Ethylalkohol verwendet.

Die Genauigkeit des geprüften meteorologischen Standard-Glasthermometers beträgt ± 0,05 ° C. Der Hauptgrund für den Fehler eines Quecksilberthermometers ist mit allmählichen irreversiblen Änderungen der elastischen Eigenschaften von Glas verbunden. Sie führen zu einer Verringerung des Glasvolumens und einer Erhöhung des Referenzpunktes. Außerdem können Fehler durch falsche Messwerte oder durch das Aufstellen des Thermometers an einem Ort auftreten, an dem die Temperatur nicht der wahren Lufttemperatur in der Nähe der Wetterstation entspricht.

Die Fehler von Alkohol- und Quecksilberthermometern sind ähnlich. Zusätzliche Fehler können durch Kohäsionskräfte zwischen dem Alkohol und den Glaswänden des Röhrchens auftreten, so dass bei schnellem Temperaturabfall ein Teil der Flüssigkeit an den Wänden zurückgehalten wird. Außerdem verringert Alkohol im Licht sein Volumen.

Minimum-Thermometer

soll die niedrigste Temperatur für einen bestimmten Tag bestimmen. Für diese Zwecke wird üblicherweise ein Alkoholthermometer aus Glas verwendet. Ein Glaszeiger mit Ausbuchtungen an den Enden wird in Alkohol getaucht. Das Thermometer arbeitet in horizontaler Position. Wenn die Temperatur sinkt, zieht sich die Alkoholsäule zurück und zieht den Stift mit sich, und wenn die Temperatur steigt, fließt der Alkohol um sie herum, ohne sie zu bewegen, und daher fixiert sich der Stift Mindesttemperatur. Bringen Sie das Thermometer wieder in den Betriebszustand, indem Sie den Tank nach oben kippen, so dass der Stift wieder mit Alkohol in Kontakt kommt.

Maximum-Thermometer

verwendet, um die höchste Temperatur für einen bestimmten Tag zu bestimmen. Normalerweise ist es Glas Quecksilberthermometer medizinisch. In der Nähe des Reservoirs befindet sich eine Verengung im Glasrohr. Durch diese Verengung wird bei einer Temperaturerhöhung Quecksilber herausgepresst, bei einer Absenkung verhindert die Verengung dessen Abfluss in den Vorratsbehälter. Ein solches Thermometer wird wiederum für den Betrieb auf einer speziellen rotierenden Anlage vorbereitet.

Bimetall-Thermometer

besteht aus zwei dünnen Metallstreifen wie Kupfer und Eisen, die sich bei Erwärmung unterschiedlich stark ausdehnen. Ihre flachen Oberflächen passen eng aneinander. Ein solches Bimetallband wird zu einer Spirale verdreht, deren eines Ende starr befestigt ist. Wenn die Spule erhitzt oder gekühlt wird, dehnen oder kontrahieren sich die beiden Metalle unterschiedlich, und die Spule wickelt sich entweder ab oder verdreht sich fester. Anhand des am freien Ende der Spirale angebrachten Zeigers wird die Größe dieser Veränderungen beurteilt. Beispiele für Bimetall-Thermometer sind Raumthermometer mit rundem Zifferblatt.

Elektrische Thermometer.

Solche Thermometer umfassen ein Gerät mit einem Halbleiter-Thermoelement - einem Thermistor oder Thermistor. Das Thermoelement zeichnet sich durch einen großen negativen Widerstandskoeffizienten aus (d. h. sein Widerstand nimmt mit steigender Temperatur schnell ab). Die Vorteile des Thermistors sind hohe Empfindlichkeit und schnelle Reaktion auf Temperaturänderungen. Die Thermistorkalibrierung ändert sich mit der Zeit. Thermistoren werden auf meteorologischen Satelliten, Ballons und den meisten digitalen Raumthermometern verwendet.

Barometer.

Quecksilberbarometer

ist ein Glasröhrchen ca. 90 cm, mit Quecksilber gefüllt, an einem Ende verschlossen und in einen Quecksilberbecher gekippt. Unter dem Einfluss der Schwerkraft strömt ein Teil des Quecksilbers aus dem Rohr in den Becher und durch den Luftdruck auf der Oberfläche des Bechers steigt das Quecksilber durch das Rohr auf. Wenn sich diese beiden entgegengesetzten Kräfte im Gleichgewicht befinden, entspricht die Höhe des Quecksilbers im Rohr über der Oberfläche der Flüssigkeit im Tank dem atmosphärischen Druck. Steigt der Luftdruck, steigt der Quecksilberspiegel in der Röhre. Die durchschnittliche Höhe der Quecksilbersäule in einem Barometer auf Meereshöhe beträgt ca. 760mm.

Aneroidbarometer

besteht aus einer versiegelten Box, aus der die Luft teilweise evakuiert wird. Eine seiner Oberflächen ist eine elastische Membran. Steigt der atmosphärische Druck an, biegt sich die Membran nach innen, fällt er ab, biegt sie sich nach außen. Ein daran angebrachter Zeiger erfasst diese Änderungen. Aneroidbarometer sind kompakt und relativ kostengünstig und werden sowohl in Innenräumen als auch auf normalen meteorologischen Radiosonden verwendet.

Instrumente zur Messung der Feuchtigkeit.

Psychrometer

besteht aus zwei benachbarten Thermometern: einem trockenen, das die Lufttemperatur misst, und einem benetzten, dessen Tank in ein mit destilliertem Wasser angefeuchtetes Tuch (Cambric) gewickelt ist. Beide Thermometer werden von Luft umströmt. Aufgrund der Verdunstung von Wasser aus dem Stoff ist die Feuchtkugeltemperatur normalerweise niedriger als die Trockenkugeltemperatur. Je niedriger die relative Luftfeuchtigkeit ist, desto größer ist der Unterschied in den Thermometerwerten. Basierend auf diesen Messwerten wird die relative Luftfeuchtigkeit anhand spezieller Tabellen bestimmt.

Haarhygrometer

misst die relative Luftfeuchtigkeit basierend auf Längenänderungen eines menschlichen Haares. Um natürliche Fette zu entfernen, wird das Haar zuerst in Ethylalkohol eingeweicht und dann in destilliertem Wasser gewaschen. Die Länge der so präparierten Haare hat eine nahezu logarithmische Abhängigkeit von der relativen Luftfeuchtigkeit im Bereich von 20 bis 100 %. Die Zeit, die das Haar benötigt, um auf eine Änderung der Luftfeuchtigkeit zu reagieren, hängt von der Lufttemperatur ab (je niedriger die Temperatur, desto länger). Bei einem Haarhygrometer bewegt ein spezieller Mechanismus den Zeiger bei einer Zunahme oder Abnahme der Haarlänge entlang der Skala. Üblicherweise werden solche Hygrometer zur Messung der relativen Luftfeuchtigkeit in Räumen eingesetzt.

Elektrolytische Hygrometer.

Das empfindliche Element dieser Hygrometer ist eine mit Kohlenstoff oder Lithiumchlorid beschichtete Glas- oder Kunststoffplatte, deren Widerstand sich mit der relativen Luftfeuchtigkeit ändert. Solche Elemente werden üblicherweise in Instrumentensets für meteorologische Ballons verwendet. Wenn die Sonde die Wolke passiert, wird das Gerät befeuchtet und seine Messwerte werden ziemlich lange verzerrt (bis sich die Sonde außerhalb der Wolke befindet und das empfindliche Element austrocknet).

Instrumente zur Messung der Windgeschwindigkeit.

Cup-Anemometer.

Die Windgeschwindigkeit wird normalerweise mit einem Cup-Anemometer gemessen. Diese Vorrichtung besteht aus drei oder mehr kegelförmigen Schalen, die vertikal an den Enden von Metallstäben befestigt sind, die sich radial symmetrisch von einer vertikalen Achse erstrecken. Der Wind wirkt mit der größten Kraft auf die konkaven Flächen der Schalen und bringt die Achse zum Drehen. Bei einigen Arten von Schalenanemometern wird die freie Drehung der Schalen durch ein Federsystem verhindert, dessen Verformungsgröße die Windgeschwindigkeit bestimmt.

Bei frei rotierenden Schalenanemometern wird die etwa der Windgeschwindigkeit proportionale Rotationsgeschwindigkeit durch einen elektrischen Zähler gemessen, der signalisiert, wenn eine bestimmte Luftmenge um das Anemometer geströmt ist. Das elektrische Signal umfasst ein Lichtsignal und ein Aufzeichnungsgerät an der Wetterstation. Oft ist ein Schalenanemometer mechanisch mit einem Magnetzünder gekoppelt und die Spannung oder Frequenz des erzeugten elektrischen Stroms hängt von der Windgeschwindigkeit ab.

Windmesser

mit einem Mühlendrehteller besteht aus einer Drei-Vier-Blatt-Kunststoffschraube, die auf einer Magneto-Achse montiert ist. Die Schraube wird mit Hilfe einer Wetterfahne, in der sich ein Magnet befindet, ständig gegen den Wind gerichtet. Informationen über die Windrichtung werden über Telemetriekanäle an die Beobachtungsstation gesendet. Der vom Magnetzünder erzeugte elektrische Strom variiert direkt proportional zur Windgeschwindigkeit.

Beaufort Skala.

Die Windgeschwindigkeit wird visuell anhand ihrer Auswirkung auf den Beobachter umgebende Objekte geschätzt. 1805 entwickelte Francis Beaufort, ein Matrose der britischen Marine, eine 12-Punkte-Skala, um die Stärke des Windes auf See zu charakterisieren. 1926 wurden Schätzungen der Windgeschwindigkeit an Land hinzugefügt. 1955, um zwischen Hurrikanwinden zu unterscheiden unterschiedlich stark wurde die Skala auf 17 Punkte erweitert. Die moderne Version der Beaufort-Skala (Tabelle 6) ermöglicht es, die Windgeschwindigkeit ohne den Einsatz von Instrumenten abzuschätzen.

Tabelle 6. Beaufort-Skala zur Bestimmung der Windstärke

Tabelle 6. BEAUFORT-SKALA ZUR BESTIMMUNG DER WINDSTÄRKE
Punkte	Sichtzeichen an Land	Windgeschwindigkeit, km/h	Begriffe, die die Stärke des Windes definieren
0	Ruhig; Rauch steigt senkrecht auf	Weniger als 1,6	Ruhig
1	Die Windrichtung ist an der Rauchablenkung erkennbar, nicht aber an der Wetterfahne	1,6–4,8	Ruhig
2	Der Wind wird durch die Haut des Gesichts gefühlt; Blätter rascheln; gewöhnliche Wetterfahnen drehen	6,4–11,2	Leicht
3	Blätter und kleine Zweige sind in ständiger Bewegung; wehende Lichtfahnen	12,8–19,2	Schwach
4	Der Wind wirbelt Staub und Papiere auf; dünne Zweige schwanken	20,8–28,8	Mäßig
5	Die Laubbäume schwanken; Wellen erscheinen an Land	30,4–38,4	Frisch
6	Dicke Äste schwanken; das Pfeifen des Windes ist in den elektrischen Leitungen zu hören; schwer, einen Regenschirm zu halten	40,0–49,6	Stark
7	Baumstämme schwanken; schwer gegen den Wind zu gehen	51,2–60,8	Stark
8	Äste brechen; fast unmöglich gegen den Wind zu fahren	62,4–73,6	Sehr stark
9	Kleinerer Schaden; der wind reißt rauchhauben und ziegel von den dächern	75,2–86,4	Sturm
10	Selten auf dem Trockenen. Bäume werden entwurzelt. Erhebliche Schäden an Gebäuden	88,0–100,8	Starker Sturm
11	Auf dem Trockenen ist sie sehr selten. Begleitet von großflächiger Zerstörung	102,4–115,2	Heftigen Sturm
12	Starke Zerstörung (Die Werte 13-17 wurden 1955 vom US Weather Bureau hinzugefügt und werden in den Skalen der USA und Großbritanniens verwendet.)	116,8–131,2	Hurrikan
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

Instrumente zur Niederschlagsmessung.

Niederschlag besteht aus Wasserpartikeln in flüssiger und fester Form, die aus der Atmosphäre an die Erdoberfläche gelangen. Bei nicht registrierenden Standard-Regenmessern wird der Auffangtrichter in den Messzylinder eingesetzt. Das Verhältnis der Fläche des oberen Teils des Trichters und des Querschnitts des Messzylinders beträgt 10:1, d.h. 25 mm Niederschlag entsprechen einer Markierung von 250 mm im Zylinder.

Registrierende Regenmesser – Pluviographen – wiegen automatisch gesammeltes Wasser oder zählen, wie oft ein kleines Messgefäß mit Regenwasser gefüllt und automatisch entleert wird.

Wenn Niederschlag in Form von Schnee zu erwarten ist, werden Trichter und Messbecher entfernt und der Schnee in einem Niederschlagseimer gesammelt. Wenn Schnee von mäßigen oder starken Winden begleitet wird, entspricht die in das Schiff eindringende Schneemenge nicht der tatsächlichen Niederschlagsmenge. Die Höhe der Schneedecke wird bestimmt, indem die Dicke der Schneeschicht innerhalb des für das gegebene Gebiet typischen Bereichs gemessen und der Mittelwert aus mindestens drei Messungen gebildet wird. Zur Bestimmung des Wasseräquivalents in Gebieten, in denen die Auswirkungen des Schneesturmtransports minimal sind, wird ein Zylinder in die Schneemasse getaucht und eine Schneesäule herausgeschnitten, die geschmolzen oder gewogen wird. Die von einem Regenmesser gemessene Niederschlagsmenge hängt von seinem Standort ab. Luftturbulenzen, ob durch das Instrument selbst oder durch Hindernisse in der Umgebung verursacht, führen zu einer Unterschätzung der Niederschlagsmenge, die in den Messbecher eintritt. Daher wird der Regenmesser auf einer ebenen Fläche so weit wie möglich von Bäumen und anderen Hindernissen entfernt installiert. Ein Schutzschirm wird verwendet, um die Wirkung von Wirbeln zu reduzieren, die durch das Instrument selbst erzeugt werden.

AEROLOGISCHE BEOBACHTUNGEN

Instrumente zur Messung der Wolkenhöhe.

Die einfachste Art, die Höhe einer Wolke zu bestimmen, besteht darin, die Zeit zu messen, die ein kleiner Ballon benötigt, der von der Erdoberfläche losgelassen wird, um die Basis der Wolke zu erreichen. Seine Höhe ist gleich dem Produkt aus der durchschnittlichen Aufstiegsgeschwindigkeit des Ballons und der Flugzeit.

Eine andere Möglichkeit besteht darin, einen am Fuß der Wolke gebildeten Lichtpunkt mit einem senkrecht nach oben gerichteten Projektorstrahl zu beobachten. Aus einer Entfernung von ca. 300 m vom Scheinwerfer entfernt wird der Winkel zwischen der Richtung zu diesem Punkt und dem Strahl des Scheinwerfers gemessen. Die Wolkenhöhe wird durch Triangulation berechnet, ähnlich wie Entfernungen bei topografischen Vermessungen gemessen werden. Das vorgeschlagene System kann Tag und Nacht automatisch arbeiten. Eine Fotozelle wird verwendet, um den Lichtpunkt an der Basis der Wolken zu beobachten.

Die Wolkenhöhe wird auch mit Radiowellen gemessen – 0,86 cm lange Pulse, die von einem Radar gesendet werden.Die Wolkenhöhe wird durch die Zeit bestimmt, die ein Radiopuls benötigt, um die Wolke zu erreichen und wieder zurückzukehren. Da Wolken für Radiowellen teilweise durchlässig sind, wird diese Methode zur Bestimmung der Schichthöhe in mehrschichtigen Wolken verwendet.

Meteorologische Ballons.

Die einfachste Art von meteorologischem Ballon - der sogenannte. Ein Ballon ist ein kleiner Gummiballon, der mit Wasserstoff oder Helium gefüllt ist. Durch optisches Beobachten von Änderungen des Azimuts und der Höhe des Ballons und unter der Annahme, dass seine Steiggeschwindigkeit konstant ist, ist es möglich, die Windgeschwindigkeit und -richtung als Funktion der Höhe über der Erdoberfläche zu berechnen. Für nächtliche Beobachtungen ist an der Kugel eine kleine batteriebetriebene Taschenlampe befestigt.

Eine meteorologische Radiosonde ist ein Gummiball, der einen Funksender, ein Thermistorthermometer, ein Aneroidbarometer und ein elektrolytisches Hygrometer trägt. Die Radiosonde steigt mit einer Geschwindigkeit von ca. 300 m/min bis zu einer Höhe von ca. 30km. Während des Aufstiegs werden kontinuierlich Messdaten an die Startstation übermittelt. Eine Richtempfangsantenne auf der Erde verfolgt Azimut und Höhe der Radiosonde, woraus Windgeschwindigkeit und -richtung berechnet werden verschiedene Höhen das gleiche wie für Beobachtungen von Ballonpiloten. Radiosonden und Ballons werden zweimal täglich um Mittag und Mitternacht GMT von Hunderten von Orten auf der ganzen Welt gestartet.

Satelliten.

Bei der Tagesfotografie von Wolkendecken erfolgt die Beleuchtung durch Sonnenlicht, während die von allen Körpern abgegebene Infrarotstrahlung Tag- und Nachtaufnahmen mit einer speziellen Infrarotkamera ermöglicht. Anhand von Fotografien in verschiedenen Bereichen der Infrarotstrahlung können Sie sogar die Temperatur einzelner Schichten der Atmosphäre berechnen. Satellitenbeobachtungen haben eine hohe geplante Auflösung, aber ihre vertikale Auflösung ist viel geringer als die von Radiosonden.

Einige Satelliten, wie der amerikanische TIROS, werden in eine kreisförmige polare Umlaufbahn in einer Höhe von ca. 1000km. Da sich die Erde um ihre eigene Achse dreht, ist von einem solchen Satelliten jeder Punkt der Erdoberfläche in der Regel zweimal am Tag sichtbar.

Noch wichtiger sind die sog. geostationäre Satelliten, die den Äquator in einer Höhe von ca. 36 Tausend km. Ein solcher Satellit benötigt 24 Stunden für eine vollständige Umdrehung. Da diese Zeit gleich der Tageslänge ist, bleibt der Satellit über dem gleichen Punkt am Äquator und bietet eine ständige Sicht auf die Erdoberfläche. So kann ein geostationärer Satellit immer wieder dasselbe Gebiet fotografieren und Wetteränderungen aufzeichnen. Außerdem können aus der Bewegung der Wolken Windgeschwindigkeiten berechnet werden.

Wetterradare.

Das vom Radar gesendete Signal wird durch Regen, Schnee oder Temperaturumkehr reflektiert, und dieses reflektierte Signal kommt am Empfangsgerät an. Wolken sind auf einem Radarschirm normalerweise nicht sichtbar, weil die Tröpfchen, die sie bilden, zu klein sind, um das Funksignal effektiv zu reflektieren.

Bis Mitte der 1990er Jahre war der US National Weather Service mit Doppler-Effekt-Radaren umgerüstet worden. In Anlagen dieser Art wird zur Messung der Annäherungsgeschwindigkeit von reflektierenden Partikeln an das Radar oder von ihm weg das sogenannte Prinzip verwendet. Dopplerverschiebung. Daher können diese Radargeräte zur Messung der Windgeschwindigkeit verwendet werden. Sie sind besonders nützlich für die Erkennung von Tornados, da der Wind auf der einen Seite des Tornados schnell auf das Radar zuströmt und sich auf der anderen Seite schnell davon entfernt. Moderne Radargeräte können meteorologische Objekte in einer Entfernung von bis zu 225 km erkennen.



Geografie und Klima

Mumbai (Bombay)- eine Stadt im Westen Indiens, dem Zentrum des Bundesstaates Maharashtra. Der Name Bombay war bis 1995 offiziell. Mumbai, übersetzt aus der Maharati-Sprache, klingt wie „Mutter“. Die Fläche der Stadt beträgt 603,4 km². Es ist die bevölkerungsreichste Stadt in Indien.

Auf dem Territorium der Stadt gibt es drei Seen: Tulsi, Povai und Vihar; die Stadt selbst liegt an der Mündung des Flusses Ulkhas.

Das Relief von Mumbai ist vielfältig: Mangrovensümpfe an der Grenze, unebene Küstenlinie mit Buchten und zahlreichen Bächen. Der Boden in Meeresnähe ist sandig, stellenweise lehmig und angeschwemmt. Das Territorium von Mumbai gehört zu den seismisch gefährliche Gegenden.

Sie können nach Mumbai mit dem Flugzeug zum Flughafen Chhatrapati Shivaji gelangen, der 28 km von der Stadt entfernt liegt. Entwickeltes Eisenbahnnetz und Busverkehr.

Mumbai liegt in der subäquatorialen Zone. Es gibt zwei klimatische Jahreszeiten: trocken und nass. Trocken dauert von Dezember bis Mai, die Luftfeuchtigkeit ist zu dieser Zeit mäßig. Januar und Februar sind die kältesten Monate. Niedrigste aufgezeichnete Temperatur: +10 °C.

Die Regenzeit ist von Juni bis November. Der stärkste Monsun ist von Juni bis September. Durchschnittstemperatur zu diesem Zeitpunkt +30 °C. Die beste Reisezeit für Mumbai ist von November bis Februar.