سردترین ماه بمبئی هواشناسی و اقلیم شناسی. ابزار اندازه گیری سرعت باد

محتوای مقاله

هواشناسی و اقلیم شناسی.هواشناسی علم جو زمین است. اقلیم شناسی شاخه ای از هواشناسی است که پویایی تغییرات در ویژگی های متوسط ​​جو را در هر دوره - یک فصل، چندین سال، چندین دهه یا در یک دوره طولانی تر مطالعه می کند. شاخه های دیگر هواشناسی عبارتند از: هواشناسی پویا (مطالعه مکانیسم های فیزیکی فرآیندهای جوی)، هواشناسی فیزیکی (توسعه روش های راداری و فضایی برای مطالعه پدیده های جوی) و هواشناسی سینوپتیک (علم الگوهای آب و هوا). این بخش ها همپوشانی دارند و مکمل یکدیگر هستند. اقلیم.

بخش قابل توجهی از هواشناسان درگیر پیش بینی آب و هوا هستند. آنها در سازمان‌های دولتی و نظامی و شرکت‌های خصوصی کار می‌کنند که پیش‌بینی‌هایی را برای هوانوردی، کشاورزی، ساخت‌وساز و نیروی دریایی ارائه می‌کنند و همچنین آنها را از رادیو و تلویزیون پخش می‌کنند. سایر متخصصان سطوح آلودگی را کنترل می کنند، مشاوره ارائه می دهند، آموزش می دهند یا تحقیق می کنند. در مشاهدات هواشناسی، پیش بینی آب و هوا و تحقیقات علمی، تجهیزات الکترونیکی اهمیت فزاینده ای پیدا می کنند.

اصول مطالعه آب و هوا

دما، فشار اتمسفر، چگالی و رطوبت هوا، سرعت و جهت باد شاخص های اصلی وضعیت جو هستند و پارامترهای اضافی شامل داده هایی در مورد محتوای گازهایی مانند ازن، دی اکسید کربن و غیره است.

یکی از ویژگی های انرژی درونی یک جسم فیزیکی دما است که با افزایش انرژی درونی محیط (مثلاً هوا، ابرها و غیره) در صورت مثبت بودن تعادل انرژی، افزایش می یابد. اجزای اصلی تعادل انرژی گرمایش با جذب اشعه ماوراء بنفش، مرئی و مادون قرمز است. خنک کننده به دلیل انتشار تابش مادون قرمز؛ تبادل حرارت با سطح زمین؛ افزایش یا از دست دادن انرژی هنگام متراکم شدن یا تبخیر شدن آب، یا زمانی که هوا فشرده یا منبسط می شود. دما را می توان بر حسب درجه فارنهایت (F)، سلسیوس (C) یا کلوین (K) اندازه گیری کرد. کمترین دمای ممکن، صفر درجه کلوین، "صفر مطلق" نامیده می شود. مقیاس های دمایی مختلف توسط روابط زیر به هم مرتبط هستند:

F = 9/5 C + 32; C \u003d 5/9 (F - 32) و K \u003d C + 273.16،

که در آن F، C و K به ترتیب دما را بر حسب درجه فارنهایت، سلسیوس و کلوین نشان می دهند. مقیاس فارنهایت و سلسیوس در نقطه -40 درجه منطبق است، یعنی. -40 درجه فارنهایت = -40 درجه سانتیگراد، که با استفاده از فرمولهای بالا قابل تأیید است. در تمام موارد دیگر، مقادیر دما بر حسب درجه فارنهایت و سانتیگراد متفاوت خواهد بود. در تحقیقات علمی معمولاً از مقیاس های سلسیوس و کلوین استفاده می شود.

فشار اتمسفر در هر نقطه با جرم ستون هوای پوشاننده تعیین می شود. اگر ارتفاع ستون هوا در بالای یک نقطه مشخص تغییر کند، تغییر می کند. فشار هوا در سطح دریا تقریباً 10.3 تن در متر مربع. به این معنی که وزن یک ستون هوا با پایه افقی 1 متر مربع در سطح دریا 10.3 تن است.

چگالی هوا نسبت جرم هوا به حجمی است که اشغال می کند. چگالی هوا با فشرده شدن افزایش می یابد و با انبساط آن کاهش می یابد.

دما، فشار و چگالی هوا با معادله حالت به هم مرتبط هستند. هوا تا حد زیادی مانند یک "گاز ایده آل" است که بر اساس معادله حالت، دما (بیان شده در مقیاس کلوین) ضربدر چگالی تقسیم بر فشار یک ثابت است.

طبق قانون دوم نیوتن (قانون حرکت)، تغییر در سرعت و جهت باد ناشی از نیروهای وارد بر جو است. این نیروی گرانش است که لایه هوا را نزدیک سطح زمین نگه می دارد، گرادیان فشار (نیروی هدایت شده از ناحیه فشار بالابه منطقه پایین) و نیروی کوریولیس. نیروی کوریولیس بر طوفان ها و سایر رویدادهای آب و هوایی در مقیاس بزرگ تأثیر می گذارد. هرچه مقیاس آنها کوچکتر باشد، این نیرو برای آنها کمتر ضروری است. به عنوان مثال، جهت چرخش یک گردباد (تورنادو) به آن بستگی ندارد.

بخار آب و ابرها

بخار آب در آب است حالت گازی. اگر هوا نتواند بخار آب بیشتری را در خود نگه دارد، به حالت اشباع می رود و سپس آب از سطح باز تبخیر متوقف می شود. مقدار بخار آب در هوای اشباع شده بستگی زیادی به دما دارد و با افزایش 10 درجه سانتیگراد نمی تواند بیش از دو برابر افزایش یابد.

رطوبت نسبی نسبت بخار آب موجود در هوا به مقدار بخار آب مربوط به حالت اشباع است. رطوبت نسبی هوا در نزدیکی سطح زمین اغلب در هنگام صبح که هوا خنک است زیاد است. با افزایش دما، رطوبت نسبی معمولا کاهش می یابد، حتی اگر مقدار بخار آب موجود در هوا کمی تغییر کند. فرض کنید که در صبح در دمای 10 درجه سانتیگراد رطوبت نسبی نزدیک به 100٪ باشد. اگر دما در طول روز کاهش یابد، آب شروع به متراکم شدن می کند و شبنم کم می شود. اگر دما مثلاً به 20 درجه سانتیگراد افزایش یابد، شبنم تبخیر می شود، اما رطوبت نسبی فقط تقریباً خواهد بود. پنجاه٪.

وقتی بخار آب در جو متراکم می شود، ابرها به صورت قطرات آب یا کریستال های یخ تشکیل می شوند. تشکیل ابر زمانی اتفاق می افتد که با بالا آمدن و سرد شدن، بخار آب از نقطه اشباع خود عبور کند. با بالا آمدن هوا، وارد لایه‌هایی با فشار کم‌تر می‌شود. هوای غیراشباع با هر کیلومتر بالا رفتن حدود 10 درجه سانتیگراد خنک می شود اگر هوای با رطوبت نسبی تقریباً 50٪ بیش از 1 کیلومتر افزایش می یابد، تشکیل ابر آغاز می شود. تراکم ابتدا در پایه ابر اتفاق می افتد، که به سمت بالا رشد می کند تا زمانی که هوا متوقف شود و بنابراین دیگر سرد نمی شود. در تابستان، این روند را به راحتی می توان به عنوان مثال ابرهای کومولوس سرسبز با پایه صاف و بالای آن که همراه با حرکت هوا بالا و پایین می شود، مشاهده کرد. ابرها همچنین در نواحی جلویی تشکیل می‌شوند، زمانی که هوای گرم به سمت بالا می‌لغزد و به سمت هوای سرد می‌رود و در این حالت تا حالت اشباع سرد می‌شود. ابری نیز در مناطق کم فشار با جریان هوای صعودی رخ می دهد.

مه ابری است که در نزدیکی سطح زمین قرار دارد. اغلب در شب‌های آرام و صاف که هوا مرطوب است و سطح زمین سرد می‌شود، به زمین فرود می‌آید و گرما را به فضا می‌تاباند. همچنین زمانی که هوای گرم و مرطوب از روی زمین یا آب سرد عبور می کند، مه ایجاد می شود. اگر هوای سرد بالای سطح آب گرم باشد، مه تبخیری درست در مقابل چشمان شما ظاهر می شود. اغلب در صبح های اواخر پاییز روی دریاچه ها تشکیل می شود و سپس به نظر می رسد که آب در حال جوشیدن است.

تراکم فرآیند پیچیده ای است که در آن ذرات میکروسکوپی ناخالصی (دوده، گرد و غبار، نمک دریا) موجود در هوا به عنوان هسته های تراکم عمل می کنند که در اطراف آن قطرات آب تشکیل می شود. همین هسته‌ها برای انجماد آب در جو ضروری هستند، زیرا در هوای بسیار تمیز، در غیاب آنها، قطرات آب تا دمای حدوداً منجمد نمی‌شوند. -40 درجه سانتیگراد هسته تشکیل یخ یک ذره کوچک است که از نظر ساختار شبیه به یک کریستال یخ است که در اطراف آن یک تکه یخ تشکیل می شود. کاملا طبیعی است که ذرات یخ موجود در هوا بهترین هسته های تشکیل یخ هستند. نقش چنین هسته هایی توسط کوچکترین ذرات خاک رس نیز ایفا می شود، آنها در دماهای کمتر از -10 تا 15 درجه سانتیگراد اهمیت ویژه ای پیدا می کنند. بنابراین، وضعیت عجیبی ایجاد می شود: قطرات آب در جو تقریباً هرگز با عبور از دما یخ نمی زنند. 0 درجه سانتیگراد. برای آنها انجماد به دمای بسیار پایین تری نیاز دارد، به خصوص اگر هوا دارای تعداد کمی هسته یخ ساز باشد. یکی از راه‌های تحریک بارش، اسپری کردن ذرات یدید نقره، هسته‌های متراکم مصنوعی، در ابرها است. آنها به منجمد کردن قطرات کوچک آب در بلورهای یخی به اندازه کافی سنگین کمک می کنند تا به شکل برف بریزند.

تشکیل باران یا برف یک فرآیند نسبتا پیچیده است. اگر بلورهای یخ درون ابر خیلی سنگین باشند که نمی توانند در جریان صعودی معلق بمانند، به صورت برف می ریزند. اگر جو پایین به اندازه کافی گرم باشد، دانه های برف ذوب می شوند و به صورت قطرات باران به زمین می افتند. حتی در تابستان عرض های جغرافیایی معتدلآه، باران ها معمولاً به شکل یخ شروع می شوند. و حتی در مناطق استوایی، بارندگی از ابرهای کومولونیمبوس به صورت ذرات یخ شروع می شود. شواهد قانع کننده ای مبنی بر وجود یخ در ابرها حتی در تابستان نیز تگرگ است.

باران معمولاً از ابرهای "گرم" می آید، یعنی. از ابرها با دمای بالای صفر. در اینجا، قطرات کوچک حامل بارهای علامت مخالف جذب شده و به قطرات بزرگتر ادغام می شوند. آنها می توانند آنقدر بزرگ شوند که بیش از حد سنگین شوند و دیگر توسط جریان هوای بالا و باران در ابر نگه ندارند.

اساس طبقه بندی بین المللی مدرن ابرها در سال 1803 توسط هواشناس آماتور انگلیسی لوک هاوارد گذاشته شد. در آن برای توصیف ظاهرابرها از اصطلاحات لاتین استفاده می شود: alto - high، cirrus - cirrus، cumulus - cumulus، nimbus - باران و stratus - لایه لایه. ترکیبات مختلفی از این اصطلاحات برای نامگذاری ده شکل اصلی ابر استفاده می شود: cirrus - cirrus; cirrocumulus - cirrocumulus; سیرواستراتوس - cirrostratus; altocumulus - Altocumulus; altostratus - لایه بالا؛ nimbostratus - nimbostratus; استراتوکومولوس - استراتوکومولوس; لایه لایه؛ کومولوس - کومولوس و کومولونیمبوس - کومولونیمبوس. ابرهای آلتوکومولوس و آلتواستراتوس بالاتر از کومولوس و استراتوس هستند.

ابرهای لایه پایین (استراتوس، استراتوکومولوس و استراتوکومولوس) تقریباً منحصراً از آب تشکیل شده است، پایه آنها تا ارتفاع حدود 2000 متری قرار دارد. ابرهایی که در امتداد سطح زمین خزنده می شوند مه نامیده می شوند.

قاعده ابرهای لایه میانی (آلتوکومولوس و آلتوستراتوس) در ارتفاعات 2000 تا 7000 متری قرار دارند، این ابرها دمایی بین 0 تا 25- درجه سانتی گراد دارند و اغلب مخلوطی از قطرات آب و بلورهای یخ هستند.

ابرهای لایه بالایی (سیروس، سیروکومولوس و سیرواستراتوس) معمولاً دارای خطوط مبهم هستند، زیرا از کریستال‌های یخ تشکیل شده‌اند. پایه های آنها در ارتفاعات بیش از 7000 متر قرار دارد و دمای آن زیر 25- درجه سانتیگراد است.

ابرهای کومولوس و کومولونیمبوس به عنوان ابرهای توسعه عمودی طبقه بندی می شوند و می توانند از محدودیت های یک لایه فراتر بروند. این امر به ویژه در مورد ابرهای کومولونیمبوس صدق می کند که پایه های آنها تنها چند صد متر از سطح زمین فاصله دارد و نوک آن می تواند به ارتفاع 15-18 کیلومتر برسد. در پایین آنها از قطرات آب و در بالا از بلورهای یخ ساخته شده اند.

اقلیم و عوامل تشکیل دهنده آب و هوا

هیپارخوس، ستاره شناس یونانی باستان (قرن دوم قبل از میلاد) سطح زمین را به طور معمول به صورت موازی به مناطق عرضی تقسیم می کند که از نظر ارتفاع موقعیت ظهر خورشید در طولانی ترین روز سال متفاوت است. این مناطق را اقلیم می نامیدند (از یونانی klima - شیب، در اصل به معنای "شیب". اشعه های خورشید"). بنابراین، پنج منطقه آب و هوایی شناسایی شد: یکی گرم، دو معتدل و دو سرد، که اساس منطقه بندی جغرافیایی کره زمین را تشکیل می دهد.

بیش از 2000 سال است که اصطلاح «اقلیم» به این معنا به کار رفته است. اما پس از سال 1450، زمانی که دریانوردان پرتغالی از خط استوا عبور کردند و به سرزمین خود بازگشتند، حقایق جدیدی ظاهر شد که نیاز به تجدید نظر در دیدگاه های کلاسیک داشت. از جمله اطلاعاتی که در مورد جهان در طول سفرهای کاشفان به دست آمد، ویژگی های آب و هوایی مناطق انتخاب شده بود که امکان گسترش اصطلاح "اقلیم" را فراهم کرد. مناطق آب و هوایی دیگر فقط مناطقی از سطح زمین نیستند که از نظر ریاضی بر اساس داده‌های نجومی محاسبه می‌شوند (یعنی گرم و خشک جایی که خورشید در اوج طلوع می‌کند و سرد و مرطوب در جایی که پایین است و بنابراین گرمای کمی دارد). مشخص شد که مناطق آب و هوایی، همانطور که قبلاً تصور می شد، صرفاً با مناطق عرضی مطابقت ندارند، بلکه دارای خطوط بسیار نامنظم هستند.

تشعشعات خورشیدی، گردش عمومی جو، توزیع جغرافیایی قاره ها و اقیانوس ها و بزرگ ترین شکل های زمین از عوامل اصلی تاثیرگذار بر آب و هوای زمین هستند. تشعشعات خورشیدی مهمترین عامل در شکل گیری اقلیم است و بنابراین با جزئیات بیشتری مورد توجه قرار خواهد گرفت.

تابش - تشعشع

در هواشناسی، اصطلاح «تابش» به معنای تابش الکترومغناطیسی است که شامل نور مرئی، اشعه ماوراء بنفش و مادون قرمز است، اما تابش رادیواکتیو را شامل نمی شود. هر جسم، بسته به دمای خود، پرتوهای متفاوتی از خود ساطع می کند: اجسام کمتر گرم عمدتاً مادون قرمز هستند، اجسام داغ قرمز هستند، اجسام داغتر سفید هستند (یعنی وقتی بینایی ما درک شود این رنگ ها غالب می شوند). حتی اجسام داغتر نیز پرتوهای آبی ساطع می کنند. هر چه جسم گرمتر باشد، انرژی نور بیشتری ساطع می کند.

در سال 1900، ماکس پلانک، فیزیکدان آلمانی، نظریه ای را ارائه کرد که مکانیسم تشعشعات اجسام گرم شده را توضیح می داد. این نظریه که به خاطر آن در سال 1918 جایزه نوبل را دریافت کرد، به یکی از پایه های فیزیک تبدیل شد و پایه و اساس مکانیک کوانتومی. اما تمام تشعشعات نور از اجسام گرم شده ساطع نمی شوند. فرآیندهای دیگری مانند فلورسانس وجود دارند که باعث ایجاد لومینسانس می شوند.

اگرچه دمای داخل خورشید میلیون ها درجه است، رنگ نور خورشید با دمای سطح آن (حدود 6000 درجه سانتیگراد) تعیین می شود. یک لامپ رشته ای الکتریکی پرتوهای نوری را ساطع می کند که طیف آن به طور قابل توجهی با طیف نور خورشید متفاوت است، زیرا دمای رشته در لامپ از 2500 درجه سانتی گراد تا 3300 درجه سانتی گراد است.

نوع غالب تابش الکترومغناطیسیابرها، درختان یا مردم تشعشعات مادون قرمز است که با چشم انسان نامرئی است. این راه اصلی تبادل انرژی عمودی بین سطح زمین، ابرها و جو است.

ماهواره‌های هواشناسی مجهز به ابزارهای ویژه‌ای هستند که با پرتوهای فروسرخ که از ابرها و سطح زمین به فضای بیرونی ساطع می‌شوند، عکس می‌گیرند. سردتر از سطح زمین، ابرها کمتر تابش می کنند و بنابراین در مادون قرمز تیره تر از زمین به نظر می رسند. مزیت بزرگ عکاسی مادون قرمز این است که می توان آن را در شبانه روز انجام داد (بالاخره، ابرها و زمین همیشه پرتوهای مادون قرمز ساطع می کنند).

زاویه تابش

مقدار تابش خورشیدی (تابش خورشیدی ورودی) در طول زمان و از مکانی به مکان دیگر مطابق با تغییر زاویه تابش پرتوهای خورشید بر سطح زمین متفاوت است: هر چه خورشید بالاتر از بالای سر باشد، بیشتر است. تغییرات این زاویه عمدتاً با گردش زمین به دور خورشید و چرخش آن حول محور خود تعیین می شود.

چرخش زمین به دور خورشید

اگر محور زمین بر صفحه مدار زمین عمود باشد خیلی مهم نیست. در این صورت، در هر نقطه از کره زمین در همان ساعت از روز، خورشید به همان ارتفاع از افق طلوع می کند و تنها نوسانات فصلی جزئی در تابش به دلیل تغییر فاصله زمین تا خورشید ظاهر می شود. . اما در واقع محور زمین از عمود بر صفحه مدار 23 درجه و 30 درجه منحرف می شود و به همین دلیل زاویه تابش پرتوهای خورشید بسته به موقعیت زمین در مدار تغییر می کند.

برای اهداف عملی، راحت است در نظر بگیریم که خورشید در طول چرخه سالانه در طول دوره از 21 دسامبر تا 21 ژوئن به سمت شمال و از 21 ژوئن تا 21 دسامبر به سمت جنوب حرکت می کند. در ظهر محلی در 21 دسامبر، در طول کل استوایی جنوبی(23 درجه و 30 درجه جنوبی) خورشید مستقیماً بالای سر "ایستاده". در این زمان در نیمکره جنوبیپرتوهای خورشید با بیشترین زاویه می افتند. چنین لحظه ای در نیمکره شمالی " انقلاب زمستانی". در طول تغییر ظاهری به سمت شمال، خورشید در 21 مارس (اعتدال بهاری) از استوای آسمانی عبور می کند. در این روز، هر دو نیمکره به یک اندازه تابش خورشیدی دریافت می کنند. شمالی ترین موقعیت، 23 درجه و 30 درجه شمالی (گرمسیری شمالی)، خورشید به 21 ژوئن می رسد. این لحظه که پرتوهای خورشید با بیشترین زاویه در نیمکره شمالی می افتند، انقلاب تابستانی نامیده می شود. در 23 سپتامبر، در اعتدال پاییزی، خورشید دوباره از استوای آسمانی عبور می کند.

تمایل محور زمین به صفحه مدار زمین نه تنها در زاویه تابش پرتوهای خورشید بر سطح زمین، بلکه در مدت تابش روزانه نیز تغییراتی ایجاد می کند. در اعتدال، مدت زمان روشنایی روز در کل زمین (به جز قطب ها) 12 ساعت است، در دوره 21 مارس تا 23 سپتامبر در نیمکره شمالی از 12 ساعت و از 23 سپتامبر تا 21 مارس است. کمتر از 12 ساعت (دایره قطبی) از 21 دسامبر، شب قطبی شبانه روزی ادامه دارد و از 21 ژوئن، روشنایی روز به مدت 24 ساعت ادامه دارد. در قطب شمال، شب قطبی از 23 سپتامبر تا 21 مارس و روز قطبی از 21 مارس تا 23 سپتامبر مشاهده می شود.

بنابراین، علت دو چرخه متمایز از پدیده های جوی - سالانه، به مدت 365 1/4 روز، و روزانه، 24 ساعت - چرخش زمین به دور خورشید و کج شدن محور زمین است.

مقدار تابش خورشیدی که در روز وارد مرز بیرونی جو در نیمکره شمالی می شود بر حسب وات بر متر مربع سطح افقی (یعنی موازی با سطح زمین، نه همیشه عمود بر پرتوهای خورشید) بیان می شود و به ثابت خورشیدی بستگی دارد. ، زاویه میل پرتوهای خورشید و روزهای مدت (جدول 1).

جدول 1. رسیدن تابش خورشید به مرز بالایی جو

جدول 1. درآمد تابش خورشید به مرز بالایی جو (W/m2 در روز)
عرض جغرافیایی، °N	0	10	20	30	40	50	60	70	80	90
21 ژوئن	375	414	443	461	470	467	463	479	501	510
21 دسامبر	399	346	286	218	151	83	23	0	0	0
میانگین ارزش سالانه	403	397	380	352	317	273	222	192	175	167

از جدول بر می آید که تضاد بین تابستان و دوره های زمستانیشگفت انگيز. 21 ژوئن در نیمکره شمالی، ارزش تابش تقریباً یکسان است. در 21 دسامبر بین عرض های جغرافیایی کم و زیاد تفاوت های قابل توجهی وجود دارد و دلیل اصلی این است که تمایز اقلیمی این عرض های جغرافیایی در زمستان بسیار بیشتر از تابستان است. ماکروسیرکولاسیون اتمسفر، که عمدتاً به تفاوت در گرمایش جو بستگی دارد، در زمستان بهتر توسعه می یابد.

دامنه سالانه شار تابش خورشیدی در استوا بسیار کم است، اما به شدت به سمت شمال افزایش می یابد. بنابراین، ceteris paribus، دامنه دمای سالانه عمدتاً توسط عرض جغرافیایی منطقه تعیین می شود.

چرخش زمین به دور محور خود.

شدت تابش در هر نقطه از جهان در هر روز از سال به زمان روز نیز بستگی دارد. البته این به این دلیل است که زمین در 24 ساعت به دور محور خود می چرخد.

آلبیدو

- کسر تابش خورشیدی منعکس شده توسط جسم (معمولاً به صورت درصد یا کسری از یک واحد بیان می شود). آلبدوی برف تازه باریده شده می تواند به 0.81 برسد، آلبدوی ابرها، بسته به نوع و ضخامت عمودی، از 0.17 تا 0.81 متغیر است. آلبیدو از ماسه خشک تیره - تقریبا. 0.18، جنگل سبز - از 0.03 تا 0.10. آلبدوی نواحی بزرگ آبی به ارتفاع خورشید در بالای افق بستگی دارد: هر چه بیشتر باشد، آلبدو کمتر است.

آلبدوی زمین همراه با جو بسته به پوشش ابر و مساحت پوشش برف متفاوت است. از تمام تشعشعات خورشیدی وارد شده به سیاره ما، تقریباً 0.34 به فضای بیرونی منعکس می شود و در سیستم زمین-اتمسفر گم می شود.

جذب اتمسفر.

حدود 19 درصد از تشعشعات خورشیدی وارد شده به زمین توسط اتمسفر جذب می شود (طبق برآوردهای متوسط ​​برای تمام عرض های جغرافیایی و تمام فصول). در لایه‌های بالایی جو، تابش فرابنفش عمدتاً توسط اکسیژن و ازن جذب می‌شود و در لایه‌های پایین، تابش قرمز و مادون قرمز (طول موج بیش از 630 نانومتر) عمدتاً توسط بخار آب و تا حدی توسط دی اکسید کربن جذب می‌شود. .

جذب توسط سطح زمین

حدود 34 درصد از تابش مستقیم خورشیدی که به مرز بالایی جو می رسد به فضای بیرونی منعکس می شود و 47 درصد از اتمسفر عبور می کند و توسط سطح زمین جذب می شود.

تغییر در مقدار انرژی جذب شده توسط سطح زمین بسته به عرض جغرافیایی در جدول نشان داده شده است. 2 و از طریق مقدار متوسط ​​سالانه انرژی (بر حسب وات) جذب شده در روز توسط سطح افقی 1 متر مربع بیان می شود. تفاوت میانگین ورود سالانه تابش خورشیدی به مرز بالایی جو در روز و تابشی که در نبود ابر در عرض های جغرافیایی مختلف به سطح زمین رسیده است، از دست دادن آن را تحت تأثیر عوامل مختلف جوی (به جز ابری) نشان می دهد. این تلفات به طور کلی حدود یک سوم تابش خورشیدی ورودی است.

جدول 2. هجوم متوسط ​​سالانه تابش خورشیدی در یک سطح افقی در نیمکره شمالی

جدول 2. متوسط ​​درآمد سالانه تابش خورشید در یک سطح افقی در نیمکره شمالی (W/m2 در روز)
عرض جغرافیایی، °N	0	10	20	30	40	50	60	70	80	90
ورود تابش به مرز بیرونی جو	403	397	380	352	317	273	222	192	175	167
ورود تابش به سطح زمین در آسمان صاف	270	267	260	246	221	191	154	131	116	106
ورود تابش به سطح زمین با ابری متوسط	194	203	214	208	170	131	97	76	70	71
تابش جذب شده توسط سطح زمین	181	187	193	185	153	119	88	64	45	31

تفاوت بین میزان تابش خورشیدی وارد شده به مرز بالایی جو و میزان ورود آن به سطح زمین در هنگام ابری متوسط، به دلیل تلفات تابش در جو، به طور قابل توجهی به عرض جغرافیایی بستگی دارد: 52٪ در خط استوا، 41% در 30 درجه شمالی. و 57% در 60 درجه شمالی. این نتیجه مستقیم تغییر کمی ابری با عرض جغرافیایی است. با توجه به ویژگی‌های گردش جوی در نیمکره شمالی، مقدار ابرها در عرض جغرافیایی تقریباً حداقل است. 30 درجه نفوذ ابرها به قدری زیاد است که حداکثر انرژی نه در خط استوا، بلکه در عرض های جغرافیایی نیمه گرمسیری به سطح زمین می رسد.

تفاوت بین میزان تشعشعات رسیده به سطح زمین و میزان تابش جذب شده تنها به دلیل آلبدو ایجاد می شود که به ویژه در عرض های جغرافیایی بالا زیاد است و به دلیل بازتاب بالای پوشش برف و یخ است.

از کل انرژی خورشیدی استفاده شده توسط سیستم جو زمین، کمتر از یک سوم به طور مستقیم توسط جو جذب می شود و بیشتر انرژی دریافتی از سطح زمین منعکس می شود. بیشتر انرژی خورشیدی به مناطق واقع در عرض های جغرافیایی پایین می آید.

تشعشعات زمین

با وجود هجوم مداوم انرژی خورشیدی به جو و روی سطح زمین، میانگین دمای زمین و جو نسبتاً ثابت است. دلیل این امر این است که تقریباً همان مقدار انرژی از زمین و جو آن به فضا ساطع می شود که عمدتاً به صورت تابش مادون قرمز است، زیرا زمین و جو آن بسیار سردتر از خورشید هستند و تنها کسر کوچکی از آن است. در قسمت قابل مشاهده طیف تشعشعات مادون قرمز ساطع شده توسط ماهواره های هواشناسی مجهز به تجهیزات ویژه ثبت می شود. بسیاری از نقشه‌های سینوپتیک ماهواره‌ای که در تلویزیون نشان داده می‌شوند، تصاویر مادون قرمز هستند و تابش گرمایی از سطح زمین و ابرها را منعکس می‌کنند.

تعادل حرارتی.

در نتیجه تبادل انرژی پیچیده بین سطح زمین، اتمسفر و فضای بین سیاره ای، هر یک از این اجزا به طور متوسط ​​به اندازه ای که خود را از دست می دهد، از دو عنصر دیگر انرژی دریافت می کند. در نتیجه، نه سطح زمین و نه جو هیچ افزایش یا کاهش انرژی را تجربه نمی کنند.

گردش عمومی اتمسفر

با توجه به ویژگی های موقعیت متقابل خورشید و زمین، مناطق استوایی و قطبی با مساحت مساوی مقادیر کاملاً متفاوتی از انرژی خورشیدی دریافت می کنند. مناطق استوایی انرژی بیشتری نسبت به مناطق قطبی دریافت می کنند و مناطق آبی و پوشش گیاهی آنها انرژی دریافتی بیشتری را جذب می کنند. در نواحی قطبی، آلبدوی پوشش برف و یخ زیاد است. اگرچه مناطق گرمتر استوایی گرمای بیشتری نسبت به نواحی قطبی ساطع می‌کنند، اما تعادل گرمایی به گونه‌ای است که نواحی قطبی بیشتر از انرژی از دست می‌دهند و نواحی استوایی بیشتر از انرژی از دست می‌دهند. از آنجایی که نه گرم شدن نواحی استوایی وجود دارد و نه سرد شدن مناطق قطبی، بدیهی است که برای حفظ تعادل گرمایی زمین، گرمای اضافی باید از مناطق استوایی به قطب ها منتقل شود. این حرکت نیروی محرکه اصلی گردش اتمسفر است. هوا در مناطق استوایی گرم می شود، بالا می رود و منبسط می شود و در ارتفاع تقریبی به سمت قطب ها جریان می یابد. 19 کیلومتر. در نزدیکی قطب ها سرد می شود، متراکم تر می شود و به سطح زمین فرو می رود و از آنجا به سمت استوا پخش می شود.

ویژگی های اصلی گردش خون.

هوایی که در نزدیکی استوا بالا می رود و به سمت قطب ها می رود توسط نیروی کوریولیس منحرف می شود. بیایید این روند را به عنوان مثال نیمکره شمالی در نظر بگیریم (همین مورد در نیمکره جنوبی اتفاق می افتد). هنگام حرکت به سمت قطب، هوا به سمت شرق منحرف می شود و معلوم می شود که از غرب می آید. بادهای غربی اینگونه شکل می گیرد. مقداری از این هوا در اثر انبساط و تشعشعات گرما سرد می‌شود، پایین می‌آید و در جهت مخالف به سمت استوا جریان می‌یابد و به سمت راست منحرف می‌شود و باد تجاری شمال شرقی را تشکیل می‌دهد. بخشی از هوا که به سمت قطب حرکت می کند، یک انتقال غربی را در عرض های جغرافیایی معتدل تشکیل می دهد. هوای نزولی در ناحیه قطبی به سمت استوا حرکت می کند و با انحراف به سمت غرب، انتقال شرقی را در مناطق قطبی تشکیل می دهد. این فقط یک نمودار شماتیک از گردش جو است که جزء ثابت آن بادهای تجاری است.

کمربندهای بادی

تحت تأثیر چرخش زمین، چندین کمربند اصلی باد در لایه‌های زیرین جو تشکیل می‌شوند. عکس را ببینید.).

منطقه آرام استوایی،

واقع در نزدیکی استوا، با بادهای ضعیف همراه با منطقه همگرایی (یعنی همگرایی جریان هوا) بادهای تجاری پایدار جنوب شرقی نیمکره جنوبی و بادهای تجاری شمال شرقی نیمکره شمالی مشخص می شود که شرایط نامطلوبی را برای حرکت ایجاد می کند. کشتی های بادبانی با جریان های هوای همگرا در منطقه، هوا باید بالا بیاید یا پایین بیاید. از آنجایی که سطح زمین یا اقیانوس از غرق شدن آن جلوگیری می کند، حرکت های شدید صعودی هوا به ناچار در لایه های زیرین جو ایجاد می شود که با گرم شدن شدید هوا از پایین نیز تسهیل می شود. هوای بالا رفته خنک می شود و رطوبت آن کاهش می یابد. بنابراین، ابرهای متراکم و بارش های مکرر برای این منطقه مشخص است.

عرض های جغرافیایی اسب

- مناطق با بادهای بسیار ضعیف که بین 30 تا 35 درجه شمالی واقع شده است. و y.sh. این نام احتمالاً به دوران ناوگان قایقرانی برمی گردد، زمانی که کشتی هایی که از اقیانوس اطلس عبور می کردند اغلب آرام بودند یا به دلیل بادهای ضعیف و متغیر با تأخیر مواجه می شدند. در همین حال، ذخایر آب رو به اتمام بود و خدمه کشتی‌هایی که اسب‌ها را به هند غربی می‌بردند، مجبور شدند آنها را به دریا بیندازند.

عرض های جغرافیایی اسب بین مناطق بادهای تجاری و حمل و نقل غربی غالب (که نزدیک به قطب ها قرار دارند) قرار دارند و مناطق واگرایی (یعنی واگرایی) بادها در لایه هوای سطحی هستند. به طور کلی، حرکات نزولی هوا در درون آنها غالب است. کاهش توده های هوا با گرم شدن هوا و افزایش ظرفیت رطوبتی آن همراه است، بنابراین، این مناطق با ابری کم و مقدار ناچیزی بارندگی مشخص می شوند.

منطقه زیر قطبی طوفان ها

بین 50 تا 55 درجه شمالی واقع شده است. با وزش بادهای طوفانی در جهت های متغیر مرتبط با عبور طوفان ها مشخص می شود. این منطقه از همگرایی بادهای غربی غالب در عرض های جغرافیایی معتدل و بادهای شرقی مشخصه مناطق قطبی است. همانطور که در منطقه همگرایی استوایی، حرکات هوای صعودی، ابرهای متراکم و بارش در مناطق بزرگ در اینجا غالب است.

تأثیر توزیع خشکی و دریا

تابش خورشیدی.

تحت تأثیر تغییرات ورود تابش خورشیدی، زمین بسیار قوی تر و سریعتر از اقیانوس گرم و سرد می شود. این توضیح داده شده است خواص مختلفخاک و آب آب نسبت به تابش شفاف تر از خاک است، بنابراین انرژی در حجم بیشتری از آب توزیع می شود و منجر به گرمایش کمتر در واحد حجم می شود. اختلاط متلاطم گرما را در لایه بالایی اقیانوس تا عمق حدود 100 متر توزیع می کند. آب ظرفیت گرمایی بیشتری نسبت به خاک دارد، بنابراین برای همان مقدار گرمای جذب شده توسط همان توده های آب و خاک، دمای آب گرم می شود. کمتر بالا می رود تقریباً نیمی از گرمایی که وارد سطح آب می شود صرف تبخیر می شود و نه برای گرمایش و در خشکی خاک خشک می شود. بنابراین دمای سطح اقیانوس در طول روز و در طول سال بسیار کمتر از دمای سطح خشکی متفاوت است. از آنجایی که جو عمدتاً به دلیل تابش حرارتی سطح زیرین گرم و سرد می شود، تفاوت های ذکر شده خود را در دمای هوا روی زمین و اقیانوس ها نشان می دهد.

دمای هوا.

بسته به اینکه اقلیم عمدتاً تحت تأثیر اقیانوس یا خشکی تشکیل شده باشد، آن را دریایی یا قاره ای می نامند. اقلیم های دریایی با میانگین دمای سالانه به طور قابل توجهی کمتر مشخص می شوند (بیشتر زمستان گرمو تابستان های خنک تر) نسبت به تابستان های قاره ای.

جزایر در اقیانوس باز (به عنوان مثال، هاوایی، برمودا، معراج) به خوبی تعریف شده است. آب و هوای دریایی. در حومه قاره ها، بسته به ماهیت بادهای غالب، آب و هوای یک نوع یا دیگری می تواند شکل بگیرد. به عنوان مثال، در منطقه غالب حمل و نقل غربی، آب و هوای دریایی در سواحل غربی و اقلیم قاره ای بر سواحل شرقی غالب است. این در جدول نشان داده شده است. 3، که دما را در سه ایستگاه هواشناسی ایالات متحده که تقریباً در همان عرض جغرافیایی در منطقه تسلط حمل و نقل غربی قرار دارند، مقایسه می کند.

در سواحل غربی، در سانفرانسیسکو، آب و هوای دریایی، با زمستان های گرم، تابستان های خنک و محدوده دمای پایین است. در شیکاگو، در داخل سرزمین اصلی، آب و هوا به شدت قاره ای است، با زمستان سرد, تابستان گرمو یک محدوده دمایی قابل توجه آب و هوای سواحل شرقی، در بوستون، تفاوت چندانی با آب و هوای شیکاگو ندارد، اگرچه اقیانوس اطلس به دلیل بادهایی که گاهی از دریا می وزد (نسیم های دریایی) تأثیر معتدلی بر آن دارد.

باران های موسمی.

واژه موسمی که از واژه عربی mausim (فصل) گرفته شده است به معنای باد فصلی است. این نام برای اولین بار به بادهایی در دریای عرب اطلاق شد که به مدت شش ماه از شمال شرق و شش ماه بعد از سمت جنوب غربی می وزد. بادهای موسمی در جنوب و آسیای شرقیو همچنین در سواحل گرمسیری، زمانی که تأثیر گردش عمومی جو ضعیف است و آنها را سرکوب نمی کند. ساحل خلیج فارس با بادهای موسمی ضعیف‌تر مشخص می‌شود.

بادهای موسمی مشابه فصلی در مقیاس بزرگ نسیم هستند، یک باد روزانه که در بسیاری از مناطق ساحلی به طور متناوب از خشکی به دریا و از دریا به خشکی می وزد. در طول موسمی تابستان، زمین گرمتر از اقیانوس است و هوای گرم که از بالای آن بالا می رود، به طرفین در جو فوقانی گسترش می یابد. در نتیجه فشار کم در نزدیکی سطح ایجاد می شود که به هجوم هوای مرطوب از اقیانوس کمک می کند. در طوفان های موسمی زمستان، زمین سردتر از اقیانوس است و بنابراین هوای سرد بر روی زمین فرو می رود و به سمت اقیانوس جریان می یابد. در مناطقی با آب و هوای موسمی، نسیم ها نیز می توانند رشد کنند، اما آنها فقط لایه سطحی جو را می پوشانند و فقط در نوار ساحلی ظاهر می شوند.

آب و هوای موسمی با تغییر فصلی مشخص در مناطقی که توده های هوا از آن می آیند - قاره ای در زمستان و دریایی در تابستان مشخص می شود. غلبه بادهایی که در تابستان از دریا و در زمستان از خشکی می وزد. تابستان حداکثر بارش، ابری و رطوبت.

مجاورت بمبئی در سواحل غربی هند (حدود 20 درجه شمالی) یک نمونه کلاسیک از آب و هوای موسمی است. در ماه فوریه، حدود 90٪ مواقع، بادهای شمال شرقی آنجا می وزند و در ماه جولای - تقریباً. 92٪ مواقع - رامبهای جنوب غربی. میانگین میزان بارش در فوریه 2.5 میلی متر و در جولای - 693 میلی متر است. میانگین تعداد روزهای با بارش در فوریه 0.1 و در ژوئیه - 21 است. میانگین ابری در فوریه 13٪، در جولای - 88٪ است. میانگین رطوبت نسبی در بهمن ماه 71 درصد و در تیرماه 87 درصد است.

تأثیر تسکین

بزرگترین موانع کوه نگاری (کوه ها) تأثیر بسزایی بر اقلیم زمین دارند.

رژیم حرارتی

در لایه های پایین اتمسفر، دما حدود 0.65 درجه سانتیگراد با افزایش به ازای هر 100 متر کاهش می یابد. در مناطقی که زمستان‌های طولانی دارند، دما به‌خصوص در لایه‌های 300 متری پایین‌تر کمی کندتر است و در مناطقی که تابستان‌های طولانی دارند تا حدودی سریع‌تر است. نزدیک ترین رابطه بین میانگین دما و ارتفاع در کوهستان مشاهده می شود. بنابراین، ایزوترم های دمای متوسط، به عنوان مثال، در مناطقی مانند کلرادو، به طور کلی، خطوط کانتور نقشه های توپوگرافی را تکرار می کنند.

ابری و بارش.

هنگامی که هوا در مسیر خود به یک رشته کوه برخورد می کند، مجبور به بالا آمدن می شود. در همان زمان، هوا سرد می شود که منجر به کاهش ظرفیت رطوبتی آن و تراکم بخار آب (تشکیل ابر و بارش) در سمت بادگیر کوه ها می شود. هنگامی که رطوبت متراکم می شود، هوا گرم می شود و با رسیدن به سمت بادپخت کوه ها، خشک و گرم می شود. بنابراین، در کوه های راکی، باد شینوک به وجود می آید.

جدول 4. دمای شدید قاره ها و جزایر اقیانوسیه

جدول 4. دماهای شدید ظروف و جزایر اقیانوس
منطقه	حداکثر دما، درجه سانتی گراد	محل	حداقل دما، درجه سانتی گراد	محل
آمریکای شمالی	57	دره مرگ، کالیفرنیا، ایالات متحده آمریکا	–66	نورتیس، گرینلند 1
آمریکای جنوبی	49	ریواداویا، آرژانتین	–33	سارمینتو، آرژانتین
اروپا	50	سویا، اسپانیا	–55	Ust-Shchugor، روسیه
آسیا	54	تیرات زوی، اسرائیل	–68	اویمیاکن، روسیه
آفریقا	58	العزیزیه، لیبی	–24	ایفران، مراکش
استرالیا	53	کلونکوری، استرالیا	–22	گذرگاه شارلوت، استرالیا
جنوبگان	14	اسپرانزا، شبه جزیره قطب جنوب	–89	ایستگاه وستوک، قطب جنوب
اقیانوسیه	42	توگوگارائو، فیلیپین	–10	هالیکالا، هاوایی، ایالات متحده آمریکا
1 در سرزمین اصلی آمریکای شمالی، حداقل دمای ثبت شده بود -63 درجه سانتیگراد (Snug، یوکان، کانادا)

جدول 5. مقادیر شدید میانگین بارندگی سالانه در قاره ها و جزایر اقیانوسیه

جدول 5. ارزش های شدید بارش متوسط ​​سالانه در مواد و جزایر اقیانوسیه
منطقه	حداکثر، میلی متر	محل	حداقل میلی متر	محل
آمریکای شمالی	6657	دریاچه هندرسون، بریتیش کلمبیا، کانادا	30	باتیز، مکزیک
آمریکای جنوبی	8989	کیبدو، کلمبیا		آریکا، شیلی
اروپا	4643	کرکوویس، یوگسلاوی	163	آستاراخان، روسیه
آسیا	11430	چراپونجی، هند	46	عدن، یمن
آفریقا	10277	دبونجا، کامرون		وادی حلفا، سودان
استرالیا	4554	تالی، استرالیا	104	ملکا، استرالیا
اقیانوسیه	11684	Waialeale، هاوایی، ایالات متحده آمریکا	226	پواکو، هاوایی، ایالات متحده آمریکا

اشیاء همدیگر

توده های هوا

توده هوا حجم عظیمی از هوا است که خواص آن (عمدتا دما و رطوبت) تحت تأثیر سطح زیرین در یک منطقه خاص تشکیل شده و با حرکت از منبع تشکیل در جهت افقی به تدریج تغییر می کند.

توده های هوا در درجه اول با ویژگی های حرارتی مناطق تشکیل، به عنوان مثال، گرمسیری و قطبی متمایز می شوند. حرکت توده های هوا از یک منطقه به منطقه دیگر، با حفظ بسیاری از ویژگی های اصلی خود را می توان در نقشه های سینوپتیک ردیابی کرد. به عنوان مثال، هوای سرد و خشک از قطب شمال کانادا که بر فراز قلمرو ایالات متحده حرکت می کند، به آرامی گرم می شود، اما خشک می ماند. به طور مشابه، توده‌های هوای گرم و مرطوب گرمسیری که بر فراز خلیج مکزیک تشکیل می‌شوند، مرطوب باقی می‌مانند، اما بسته به ویژگی‌های سطح زیرین می‌توانند گرم یا سرد شوند. البته با تغییر شرایط پیش آمده در مسیر توده های هوا، چنین تغییر شکلی تشدید می شود.

هنگامی که توده های هوا با خواص متفاوت از مراکز شکل گیری دور در تماس قرار می گیرند، ویژگی های خود را حفظ می کنند. بیشتر اوقات وجود آنها توسط مناطق انتقالی کم و بیش مشخصی از هم جدا می شوند، جایی که دما، رطوبت و سرعت باد به طور چشمگیری تغییر می کند. سپس توده‌های هوا با هم مخلوط می‌شوند، پراکنده می‌شوند و در نهایت به‌عنوان اجسام جداگانه وجود ندارند. مناطق انتقال بین توده های هوای متحرک "جبهه" نامیده می شود.

جبهه ها

عبور از حفره های میدان باریک، یعنی. در امتداد خطوط فشار کم هنگام عبور از یک جبهه، جهت وزش باد معمولاً به شدت تغییر می کند. در توده های هوای قطبی، باد می تواند شمال غربی باشد، در حالی که در توده های هوای گرمسیری می تواند جنوب باشد. بیشترین هوای بددر امتداد جبهه ها و در منطقه سردتر در نزدیکی جلو نصب شده است، جایی که هوای گرم با هوای سرد متراکم به بالا می لغزد و خنک می شود. در نتیجه ابرها شکل می‌گیرند و بارش می‌بارد. گاهی اوقات طوفان های خارج از حاره در امتداد جلو تشکیل می شوند. هنگام برخورد توده های هوای سرد شمالی و گرم جنوبی در قسمت مرکزی سیکلون (مناطق کم فشار اتمسفر) نیز جبهه ها تشکیل می شوند.

چهار نوع جبهه وجود دارد. یک جبهه ثابت در یک مرز کم و بیش پایدار بین توده های هوای قطبی و گرمسیری تشکیل می شود. اگر هوای سرد در لایه سطحی عقب نشینی کند و هوای گرم پیشروی کند، یک جبهه گرم تشکیل می شود. معمولاً قبل از نزدیک شدن به جبهه گرم، آسمان ابری است، باران یا برف می بارد و دما به تدریج افزایش می یابد. وقتی جلو می گذرد، باران متوقف می شود و دما بالا می ماند. وقتی یک جبهه سرد می گذرد، هوای سرد پیش می رود و هوای گرم عقب می نشیند. هوای بارانی و بادی در نوار باریکی در امتداد جبهه سرد مشاهده می شود. در برابر، جلو گرمپیش از آن منطقه وسیعی از ابر و باران وجود دارد. یک جبهه مسدود ویژگی های هر دو جبهه گرم و سرد را ترکیب می کند و معمولاً با یک طوفان قدیمی همراه است.

سیکلون ها و آنتی سیکلون ها.

سیکلون ها اختلالات جوی در مقیاس بزرگ در ناحیه ای با فشار کم هستند. در نیمکره شمالی بادها در خلاف جهت عقربه های ساعت از فشار زیاد به کم و در جهت عقربه های ساعت در نیمکره جنوبی می وزند. در طوفان های عرض های جغرافیایی معتدل که فراگرمسیری نامیده می شوند، معمولاً یک جبهه سرد بیان می شود و یک جبهه گرم، اگر وجود داشته باشد، همیشه به وضوح قابل مشاهده نیست. طوفان های برون گرمسیری اغلب در مسیر باد از رشته کوه ها، مانند بالا، تشکیل می شوند دامنه های شرقیکوه های راکی ​​و در امتداد سواحل شرقی آمریکای شمالی و آسیا. در عرض های جغرافیایی معتدل، بیشتر بارندگی با طوفان همراه است.

پادسیکلون یک منطقه است فشار خون بالاهوا معمولاً با هوای خوب همراه با آسمان صاف یا کمی ابری همراه است. در نیمکره شمالی، بادهایی که از مرکز پادسیکلون می وزند در جهت عقربه های ساعت و در نیمکره جنوبی - خلاف جهت عقربه های ساعت منحرف می شوند. آنتی سیکلون ها معمولاً بزرگتر از سیکلون ها هستند و کندتر حرکت می کنند.

از آنجایی که هوا از مرکز به سمت پیرامون در آنتی سیکلون پخش می شود، لایه های بالاتری از هوا پایین می آیند و خروج آن را جبران می کنند. برعکس، در یک گردباد، هوای جابجا شده توسط بادهای همگرا افزایش می یابد. از آنجایی که این حرکات صعودی هوا است که منجر به تشکیل ابر می شود، ابری و بارندگی بیشتر به طوفان ها محدود می شود، در حالی که هوای صاف یا کمی ابری در پادسیکلون ها حاکم است.

طوفان های استوایی (طوفان، طوفان)

طوفان های استوایی (طوفان ها، طوفان ها) نام عمومی طوفان هایی است که بر روی اقیانوس ها در مناطق استوایی (به استثنای آب های سرد اقیانوس اطلس جنوبی و جنوب شرقی اقیانوس آرام) تشکیل می شوند و حاوی توده های هوا متضاد نیستند. طوفان‌های استوایی در نقاط مختلف جهان رخ می‌دهند که معمولاً مناطق شرقی و استوایی قاره‌ها را درنوردیده‌اند. آنها در جنوب و جنوب غربی اقیانوس اطلس شمالی (شامل دریای کارائیب و خلیج مکزیک)، اقیانوس آرام شمالی (غرب سواحل مکزیک، جزایر فیلیپین و دریای چین)، خلیج بنگال و دریای عرب یافت می شوند. ، در قسمت جنوبی اقیانوس هنددر سواحل ماداگاسکار، در سواحل شمال غربی استرالیا و در اقیانوس آرام جنوبی - از سواحل استرالیا تا 140 درجه غربی.

طبق توافقات بین المللی، طوفان های استوایی بر اساس قدرت باد طبقه بندی می شوند. فرورفتگی های استوایی با سرعت باد تا 63 کیلومتر در ساعت، طوفان های استوایی (سرعت باد از 64 تا 119 کیلومتر در ساعت) و طوفان های استوایی یا طوفان (سرعت باد بیش از 120 کیلومتر در ساعت) وجود دارد.

در برخی از مناطق جهان، طوفان های استوایی نام های محلی دارند: در اقیانوس اطلس شمالی و خلیج مکزیک - طوفان (در هائیتی - مخفیانه). در اقیانوس آرام در سواحل غربی مکزیک - کوردوناسو، در مناطق غربی و جنوبی - طوفان، در فیلیپین - باگویو، یا بارویو. در استرالیا - با اراده.

یک طوفان استوایی بزرگ است گرداب اتمسفربا قطر 100 تا 1600 کیلومتر همراه با بادهای شدید مخرب، بارندگی های شدید و موج های زیاد (بالا آمدن سطح دریا در اثر وزش باد). طوفان های استوایی اولیه معمولاً به سمت غرب حرکت می کنند، با افزایش سرعت حرکت و افزایش اندازه، کمی به سمت شمال منحرف می شوند. پس از حرکت به سمت قطب، یک طوفان گرمسیری می تواند "بچرخد"، در انتقال غربی عرض های جغرافیایی معتدل ادغام شود و شروع به حرکت به سمت شرق کند (با این حال، چنین تغییری در جهت حرکت همیشه رخ نمی دهد).

بادهای چرخشی در جهت خلاف جهت عقربه های ساعت در نیمکره شمالی حداکثر قدرت خود را در کمربندی با قطر 30 تا 45 کیلومتر یا بیشتر دارند که از "چشم طوفان" شروع می شود. سرعت باد در نزدیکی سطح زمین می تواند به 240 کیلومتر در ساعت برسد. در مرکز یک طوفان گرمسیری، معمولاً یک منطقه عاری از ابر به قطر 8 تا 30 کیلومتر وجود دارد که به آن "چشم طوفان" می گویند، زیرا آسمان اینجا اغلب صاف (یا کمی ابری) است. باد معمولاً بسیار ضعیف است. منطقه بادهای مخرب در طول مسیر طوفان دارای عرض 40-800 کیلومتر است. طوفان ها در حال توسعه و حرکت، مسافت های چند هزار کیلومتری را پوشش می دهند، به عنوان مثال، از منبع شکل گیری در دریای کارائیب یا در اقیانوس اطلس گرمسیری تا مناطق داخلی یا اقیانوس اطلس شمالی.

اگرچه بادهای تندباد در مرکز یک طوفان به سرعت های فوق العاده ای می رسند، اما خود طوفان می تواند بسیار آهسته حرکت کند و حتی برای مدتی متوقف شود، که به ویژه در مورد طوفان های استوایی که معمولاً با سرعت بیش از 24 کیلومتر حرکت می کنند صادق است. ساعت با دور شدن طوفان از مناطق استوایی، سرعت آن معمولاً افزایش می یابد و در برخی موارد به 80 کیلومتر در ساعت یا بیشتر می رسد.

بادهای طوفانی می تواند خسارات زیادی به بار آورد. اگرچه آنها نسبت به گردباد ضعیف‌تر هستند، اما می‌توانند درختان را قطع کنند، خانه‌ها را واژگون کنند، خطوط برق را بشکنند و حتی قطارها را از ریل خارج کنند. اما بیشترین تلفات جانی ناشی از سیل های همراه با طوفان است. با پیشروی طوفان، امواج عظیم اغلب شکل می گیرد و سطح دریا می تواند در عرض چند دقیقه بیش از 2 متر افزایش یابد.کشتی های کوچک به ساحل می روند. امواج غول‌پیکر خانه‌ها، جاده‌ها، پل‌ها و دیگر ساختمان‌های واقع در ساحل را تخریب می‌کنند و می‌توانند حتی در درازمدت آنها را از بین ببرند. جزایر شنی. اغلب طوفان‌ها با باران‌های سیل آسا همراه هستند که باعث جاری شدن سیل در مزارع و آسیب به محصولات کشاورزی، شستشوی جاده‌ها و تخریب پل‌ها و جاری شدن سیل در جوامع کم ارتفاع می‌شود.

پیش بینی های بهبود یافته، همراه با هشدارهای عملیاتی طوفان، منجر به کاهش چشمگیر تعداد تلفات شده است. هنگامی که یک طوفان گرمسیری شکل می گیرد، فرکانس پخش پیش بینی افزایش می یابد. مهمترین منبع اطلاعات گزارش های هواپیماهایی است که مخصوص رصد طوفان مجهز شده اند. چنین هواپیماهایی در صدها کیلومتری ساحل گشت می زنند و اغلب به مرکز یک طوفان نفوذ می کنند تا اطلاعات دقیقی در مورد موقعیت و حرکت آن به دست آورند.

مناطق ساحلی که بیشتر در معرض طوفان هستند، مجهز به تاسیسات راداری برای شناسایی آنها هستند. در نتیجه می توان طوفان را تا فاصله 400 کیلومتری از ایستگاه رادار ثبت و ردیابی کرد.

گردباد (گردباد)

گردباد (تورنادو) یک ابر قیفی دوار است که از قاعده یک ابر رعد و برق تا زمین امتداد می یابد. رنگ آن از خاکستری به سیاه تغییر می کند. تقریبا 80 درصد از گردبادها در ایالات متحده است حداکثر سرعت هابادها به 65-120 کیلومتر در ساعت می رسند و فقط 1٪ - 320 کیلومتر در ساعت و بالاتر. یک گردباد در حال نزدیک شدن معمولاً صدایی شبیه صدای قطار باری در حال حرکت ایجاد می کند. گردبادها علیرغم اندازه نسبتا کوچکشان جزو خطرناک ترین پدیده های طوفان هستند.

از سال 1961 تا 1999، گردبادها به طور متوسط ​​سالانه 82 نفر را در ایالات متحده می کشند. با این حال، احتمال عبور یک گردباد در این مکان بسیار کم است، زیرا طول متوسط ​​آن کوتاه است (حدود 25 کیلومتر) و نوار کوچک است (کمتر از 400 متر عرض).

یک گردباد در ارتفاعات تا 1000 متر از سطح سرچشمه می گیرد. برخی از آنها هرگز به زمین نمی رسند، برخی دیگر ممکن است آن را لمس کنند و دوباره بلند شوند. گردبادها معمولاً با ابرهای رعد و برق همراه هستند که از آنها تگرگ به زمین می‌بارد و ممکن است در گروه‌های دو نفره یا بیشتر رخ دهد. در این حالت ابتدا یک گردباد قوی‌تر و سپس یک یا چند گرداب ضعیف‌تر تشکیل می‌شود.

برای تشکیل یک گردباد در توده های هوا، تضاد شدید دما، رطوبت، تراکم و پارامترهای جریان هوا ضروری است. هوای خنک و خشک از غرب یا شمال غرب به سمت هوای گرم و مرطوب لایه سطحی حرکت می کند. این با بادهای قوی در یک منطقه انتقالی باریک همراه است که در آن دگرگونی های انرژی پیچیده ای رخ می دهد که می تواند باعث تشکیل گرداب شود. احتمالاً یک گردباد تنها با ترکیبی کاملاً تعریف شده از چندین عامل نسبتاً رایج که در طیف گسترده ای متفاوت هستند تشکیل می شود.

گردبادها در سراسر جهان مشاهده می شوند، اما مساعدترین شرایط برای شکل گیری آنها وجود دارد مناطق مرکزیایالات متحده آمریکا. فرکانس گردباد معمولاً در ماه فوریه در تمام ایالت های شرقی مجاور خلیج مکزیک افزایش می یابد و در ماه مارس به اوج خود می رسد. در آیووا و کانزاس، بیشترین فراوانی آنها در ماه مه تا ژوئن رخ می دهد. از جولای تا دسامبر، تعداد گردبادها در کل کشور به سرعت کاهش می یابد. میانگین تعداد گردبادها در ایالات متحده تقریباً است. 800 در سال که نیمی از آنها در آوریل، مه و ژوئن است. این رقم به بالاترین مقدار در تگزاس (120 در سال) و کمترین - در ایالت های شمال شرقی و غربی (1 در سال) می رسد.

تخریب ناشی از گردباد وحشتناک است. آنها هم به دلیل باد با نیروی عظیم و هم به دلیل افت فشار زیاد در یک منطقه محدود رخ می دهند. گردباد قادر است ساختمانی را تکه تکه کند و آن را در هوا پراکنده کند. دیوارها ممکن است فرو بریزند. کاهش شدید فشار باعث می شود که اجسام سنگین، حتی آنهایی که در داخل ساختمان هستند، به هوا بلند شوند، گویی توسط یک پمپ غول پیکر مکیده شده و گاهی اوقات در فواصل قابل توجهی منتقل می شوند.

پیش بینی دقیق محل شکل گیری گردباد غیرممکن است. با این حال، می توان یک منطقه تقریباً تعریف کرد. 50 هزار متر مربع کیلومتر که در آن احتمال وقوع گردباد بسیار زیاد است.

رعد و برق

رعد و برق یا رعد و برق، اختلالات جوی محلی مرتبط با توسعه ابرهای کومولونیمبوس هستند. این گونه طوفان ها همیشه همراه با رعد و برق و معمولاً وزش باد شدید و بارش باران. گاهی تگرگ می بارد. اغلب رعد و برق ها به سرعت پایان می یابند و حتی طولانی ترین آنها به ندرت بیش از یک یا دو ساعت طول می کشد.

رعد و برق به دلیل ناپایداری جوی رخ می دهد و عمدتاً با اختلاط لایه های هوا همراه است که تمایل به دستیابی به توزیع چگالی پایدار تری دارد. جریان های صعودی قدرتمند هوا هستند ویژگی متمایزمرحله اولیه رعد و برق حرکات شدید رو به پایین هوا در مناطق پر بارندگی مشخصه فاز نهایی آن است. ابرهای رعد و برق اغلب به ارتفاع 12-15 کیلومتر در عرض های جغرافیایی معتدل و حتی بالاتر در مناطق استوایی می رسند. رشد عمودی آنها توسط حالت ثابت استراتوسفر پایین محدود می شود.

ویژگی منحصر به فرد رعد و برق فعالیت الکتریکی آنهاست. رعد و برق را می توان در داخل در حال توسعه مشاهده کرد ابر کومولوس، بین دو ابر یا بین ابر و زمین. در واقع، تخلیه رعد و برق تقریباً همیشه شامل چندین تخلیه است که از یک کانال عبور می کنند و آنقدر سریع عبور می کنند که با چشم غیر مسلح به عنوان یک تخلیه واحد درک می شوند.

هنوز کاملاً مشخص نیست که چگونه جداسازی بارهای بزرگ علامت مخالف در جو رخ می دهد. اکثر محققان معتقدند که این فرآیند با تفاوت در اندازه قطرات آب مایع و یخ زده و همچنین با جریان های عمودی هوا همراه است. بار الکتریکی یک ابر رعد و برق باعث ایجاد بار در سطح زمین در زیر آن و بارهایی با علامت مخالف در اطراف پایه ابر می شود. تفاوت پتانسیل عظیمی بین قسمت های باردار مخالف ابر و سطح زمین ایجاد می شود. هنگامی که به مقدار کافی می رسد، تخلیه الکتریکی رخ می دهد - رعد و برق.

رعد و برق همراه با تخلیه رعد و برق ناشی از انبساط آنی هوا در مسیر تخلیه است که زمانی رخ می دهد که ناگهان توسط رعد و برق گرم شود. رعد و برق اغلب به صورت صداهای ممتد شنیده می شود و نه به صورت یک ضربه، زیرا در امتداد کل کانال تخلیه رعد و برق رخ می دهد و بنابراین صدا در چندین مرحله بر فاصله منبع خود تا ناظر غلبه می کند.

جریان های هوای جت

- رودخانه های پر پیچ و خم بادهای شدید در عرض های جغرافیایی معتدل در ارتفاعات 9-12 کیلومتری (که معمولاً به پروازهای دوربرد هواپیماهای جت محدود می شود) که با سرعت گاه تا 320 کیلومتر در ساعت می وزد. پرواز هواپیما در جهت جریان جت باعث صرفه جویی زیادی در مصرف سوخت و زمان می شود. بنابراین، پیش بینی انتشار و قدرت جریان های جت برای برنامه ریزی پرواز و به طور کلی ناوبری هوایی ضروری است.

نمودارهای سینوپتیک (نمودار آب و هوا)

برای توصیف و مطالعه بسیاری از پدیده های جوی و همچنین برای پیش بینی آب و هوا، لازم است همزمان مشاهدات مختلفی در بسیاری از نقاط انجام شود و داده های به دست آمده بر روی نقشه ها ثبت شود. در هواشناسی به اصطلاح. روش سینوپتیک

نقشه های سینوپتیک سطحی

در قلمرو ایالات متحده هر ساعت (در برخی کشورها - کمتر) مشاهدات آب و هوا انجام می شود. ابری مشخص می شود (تراکم، ارتفاع و نوع). خوانش فشارسنج ها انجام می شود که اصلاحاتی برای رساندن مقادیر به دست آمده به سطح دریا انجام می شود. جهت و سرعت باد ثابت است. مقدار بارش مایع یا جامد و دمای هوا و خاک اندازه گیری می شود (در زمان مشاهده، حداکثر و حداقل). رطوبت هوا تعیین می شود. شرایط دید و سایر پدیده های جوی (به عنوان مثال، رعد و برق، مه، مه و غیره) با دقت ثبت می شوند.

سپس هر ناظر اطلاعات را با استفاده از کد بین المللی هواشناسی رمزگذاری و ارسال می کند. از آنجا که این روش توسط سازمان جهانی هواشناسی استاندارد شده است، چنین داده هایی را می توان به راحتی در هر نقطه از جهان رمزگشایی کرد. رمزگذاری تقریباً طول می کشد. 20 دقیقه و پس از آن پیام ها به مراکز جمع آوری اطلاعات مخابره شده و تبادل اطلاعات بین المللی صورت می گیرد. سپس نتایج مشاهدات (به صورت اعداد و نمادها) بر روی نقشه کانتور ترسیم می شود که بر روی آن ایستگاه های هواشناسی با نقطه نشان داده می شوند. به این ترتیب، پیش بینی کننده ایده ای از شرایط آب و هوایی در یک منطقه جغرافیایی بزرگ به دست می آورد. تصویر کلی پس از اتصال نقاطی که فشار یکسان توسط خطوط صاف صاف - همسان بارها و ترسیم مرزهای بین توده های مختلف هوا (جبهه های جوی) ثبت می شود، حتی واضح تر می شود. مناطق با فشار بالا یا پایین نیز متمایز می شوند. اگر مناطقی را که در زمان مشاهدات بارندگی روی آن ها می بارید رنگ کنید یا سایه بزنید، نقشه حتی گویاتر می شود.

نقشه های سینوپتیک لایه سطحی جو یکی از ابزارهای اصلی برای پیش بینی آب و هوا می باشد. پیش‌بینی‌گر مجموعه‌ای از نمودارهای همدیدی را در زمان‌های مختلف مشاهده مقایسه می‌کند و دینامیک سیستم‌های باریک را مطالعه می‌کند و به تغییرات دما و رطوبت درون توده‌های هوا هنگام حرکت بر روی انواع مختلف سطوح زیرین اشاره می‌کند.

نقشه های همدیدی ارتفاع.

ابرها توسط جریان های هوا، معمولاً در ارتفاعات قابل توجهی از سطح زمین حرکت می کنند. بنابراین، داشتن اطلاعات قابل اعتماد برای بسیاری از سطوح جو برای هواشناس مهم است. بر اساس داده‌های به‌دست‌آمده با کمک بالن‌های هواشناسی، هواپیما و ماهواره، نقشه‌های آب و هوا برای پنج سطح ارتفاعی تهیه شده است. این نقشه ها به مراکز سینوپتیک منتقل می شوند.

پیش بینی آب و هوا

پیش بینی آب و هوا بر اساس دانش انسان و توانایی های رایانه ای است. سنتی بخشی جدایی ناپذیرایجاد پیش بینی، تجزیه و تحلیل نقشه هایی است که ساختار جو را به صورت افقی و عمودی نشان می دهد. بر اساس آنها، یک پیش بینی می تواند توسعه و حرکت اشیاء سینوپتیک را ارزیابی کند. استفاده از رایانه در شبکه هواشناسی پیش بینی دما، فشار و سایر عناصر هواشناسی را بسیار تسهیل می کند.

علاوه بر یک کامپیوتر قدرتمند، پیش بینی آب و هوا به شبکه گسترده ای از مشاهدات آب و هوا و یک دستگاه ریاضی قابل اعتماد نیاز دارد. مشاهدات مستقیم مدل های ریاضی را با داده های لازم برای کالیبراسیون آنها فراهم می کند.

یک پیش بینی ایده آل باید از همه لحاظ توجیه شود. تعیین علت خطا در پیش بینی دشوار است. هواشناسان پیش‌بینی را در صورتی موجه می‌دانند که خطای آن کمتر از پیش‌بینی هوا با استفاده از یکی از دو روشی باشد که نیاز به دانش خاصی در زمینه هواشناسی ندارد. اولین آنها که اینرسی نامیده می شود، فرض می کند که ماهیت آب و هوا تغییر نخواهد کرد. روش دوم فرض می کند که مشخصات آب و هوا با میانگین ماهانه برای یک تاریخ معین مطابقت دارد.

مدت دوره ای که در طی آن پیش بینی توجیه می شود (یعنی می دهد بهترین نتیجهاز یکی از دو رویکرد ذکر شده) نه تنها به کیفیت مشاهدات، دستگاه ریاضی، فناوری رایانه، بلکه به مقیاس پدیده هواشناسی پیش بینی شده نیز بستگی دارد. به طور کلی، هر چه رویداد آب و هوا بزرگتر باشد، مدت زمان بیشتری می توان آن را پیش بینی کرد. به عنوان مثال، اغلب درجه توسعه و مسیر حرکت طوفان‌ها را می‌توان برای چند روز قبل پیش‌بینی کرد، اما رفتار یک ابر کومولوس خاص را حداکثر تا یک ساعت بعد می‌توان پیش‌بینی کرد. به نظر می رسد این محدودیت ها به دلیل ویژگی های جو است و هنوز نمی توان با مشاهدات دقیق تر یا معادلات دقیق تر بر آنها فائق آمد.

فرآیندهای جوی به طور آشفته توسعه می یابند. این بدان معناست که برای پیش‌بینی پدیده‌های مختلف در مقیاس‌های مکانی-زمانی مختلف، به‌ویژه برای پیش‌بینی رفتار طوفان‌های بزرگ عرض جغرافیایی میانی و رعد و برق‌های قوی محلی، و همچنین برای پیش‌بینی‌های بلندمدت، به رویکردهای متفاوتی نیاز است. به عنوان مثال، پیش‌بینی فشار هوا برای یک روز در لایه سطحی تقریباً به اندازه اندازه‌گیری‌های با کمک بادکنک‌های هواشناسی که روی آن بررسی شد، دقیق است. و بالعکس، ارائه یک پیش‌بینی دقیق سه ساعته از حرکت خط اسکوال دشوار است - نواری از بارش شدید در مقابل جبهه سرد و به طور کلی به موازات آن، که در آن گردبادها می‌توانند سرچشمه بگیرند. هواشناسان فقط می توانند به طور مقدماتی مناطق وسیعی از وقوع احتمالی خطوط را شناسایی کنند. هنگامی که آنها بر روی یک تصویر ماهواره ای یا با استفاده از رادار ثابت می شوند، پیشرفت آنها تنها بین یک تا دو ساعت قابل تعمیم است و بنابراین ارائه به موقع گزارش آب و هوا به مردم مهم است. پیش بینی پدیده های هواشناسی کوتاه مدت نامطلوب (رگبار، تگرگ، گردباد و ...) را پیش بینی فوری می نامند. روش های کامپیوتری برای پیش بینی این موارد در حال توسعه هستند پدیده های خطرناکآب و هوا

از سوی دیگر، مشکل پیش بینی های بلند مدت وجود دارد، یعنی. بیش از چند روز قبل، که برای آن مشاهده آب و هوا در کل کره زمین کاملا ضروری است، اما حتی این کافی نیست. از آنجایی که ماهیت متلاطم جو توانایی پیش بینی آب و هوا در یک منطقه بزرگ را تا حدود دو هفته محدود می کند، پیش بینی در دوره های طولانی تر باید بر اساس عواملی باشد که جو را به روشی قابل پیش بینی تحت تأثیر قرار می دهد و خود بیش از دو هفته شناخته می شود. از پیش. یکی از این عوامل دمای سطح اقیانوس است که به آرامی طی هفته ها و ماه ها تغییر می کند، بر فرآیندهای همدیدی تأثیر می گذارد و می تواند برای شناسایی مناطق دارای دما و بارش غیرعادی استفاده شود.

مشکلات وضعیت فعلی آب و هوا و آب و هوا

آلودگی هوا.

گرم شدن کره زمین.

محتوای دی اکسید کربن جو زمین از سال 1850 حدود 15 درصد افزایش یافته است و پیش بینی می شود که تا سال 2015 تقریباً به همین میزان افزایش یابد، به احتمال زیاد به دلیل سوزاندن سوخت های فسیلی: زغال سنگ، نفت و گاز. فرض بر این است که در نتیجه این فرآیند، میانگین دمای سالانهروی کره زمین تقریباً 0.5 درجه سانتیگراد افزایش خواهد یافت و بعداً در قرن بیست و یکم حتی بالاتر خواهد رفت. پیش بینی پیامدهای گرمایش جهانی دشوار است، اما بعید است که مطلوب باشد.

ازن،

مولکولی که از سه اتم اکسیژن تشکیل شده است، عمدتاً در جو یافت می شود. مشاهدات انجام شده از اواسط دهه 1970 تا اواسط دهه 1990 نشان داد که غلظت ازن در قطب جنوب به طور قابل توجهی تغییر کرد: در بهار (در ماه اکتبر)، زمانی که به اصطلاح ازن تشکیل شد، کاهش یافت. " سوراخ ازن"، و سپس مجدداً در تابستان (در ژانویه) به مقدار عادی افزایش یافت. در طول دوره مورد بررسی، روند مشخصی به سمت کاهش حداقل مقدار ازن بهاره در این منطقه وجود دارد. مشاهدات ماهواره‌ای جهانی نشان می‌دهد که در همه جا، به استثنای منطقه استوایی، غلظت ازن کاهش می‌یابد. فرض بر این است که این اتفاق به دلیل استفاده گسترده از فریون های حاوی فلورکلرین (فریون ها) در واحدهای تبرید و برای اهداف دیگر رخ داده است.

بچه.

هر چند سال یک بار، گرمایش بسیار شدید در شرق منطقه استوایی اقیانوس آرام رخ می دهد. معمولا از دسامبر شروع می شود و چند ماه ادامه دارد. به دلیل نزدیک بودن زمان به کریسمس، این پدیده را «ال نینو» نامیدند که در زبان اسپانیایی به معنای «کودک (مسیح)» است. پدیده های جوی همراه را نوسان جنوبی نامیده اند زیرا اولین بار در نیمکره جنوبی مشاهده شده اند. با توجه به سطح آب گرم، افزایش هوای همرفتی در بخش شرقی اقیانوس آرام مشاهده می شود و نه در غرب، طبق معمول. در نتیجه، منطقه باران‌های شدید از نواحی غربی اقیانوس آرام به سمت شرق تغییر می‌کند.

خشکسالی در آفریقا

ارجاعات به خشکسالی در آفریقا به قبل برمی گردد تاریخ کتاب مقدس. اخیراً، در اواخر دهه 1960 و اوایل دهه 1970، خشکسالی در ساحل، در لبه جنوبی صحرا، 100000 نفر را کشت. خشکسالی دهه 1980 تلفات مشابهی در شرق آفریقا داشت. شرایط اقلیمی نامطلوب این مناطق با چرای بی رویه، جنگل زدایی و اقدام نظامی (مثلاً در سومالی در دهه 1990) تشدید شد.

ابزارهای هواشناسی

ابزارهای هواشناسی هم برای اندازه گیری های فوری فوری (دماسنج یا فشارسنج برای اندازه گیری دما یا فشار) و هم برای ثبت مداوم همان عناصر در طول زمان، معمولاً به شکل نمودار یا منحنی (ترموگرافی، باروگراف) طراحی شده اند. فقط دستگاه هایی برای اندازه گیری های فوری در زیر توضیح داده شده اند، اما تقریباً همه آنها به شکل ضبط کننده نیز وجود دارند. در واقع اینها همان ابزار اندازه گیری هستند اما با خودکاری که روی نوار کاغذی متحرک خط می کشد.

دماسنج.

دماسنج شیشه ای مایع.

در دماسنج های هواشناسی، از توانایی مایع محصور در یک حباب شیشه ای برای انبساط و انقباض بیشتر استفاده می شود. به طور معمول، یک لوله مویرگی شیشه ای به یک انبساط کروی ختم می شود که به عنوان یک مخزن برای مایع عمل می کند. حساسیت چنین دماسنج با منطقه رابطه معکوس دارد سطح مقطعمویرگی و در یک خط مستقیم - بر روی حجم مخزن و تفاوت در ضرایب انبساط مایع و شیشه داده شده. بنابراین دماسنج های حساس هواشناسی دارای مخازن بزرگ و لوله های نازک هستند و مایعات به کار رفته در آنها با افزایش دما بسیار سریعتر از شیشه منبسط می شوند.

انتخاب مایع برای دماسنج عمدتاً به محدوده دماهای اندازه گیری شده بستگی دارد. جیوه برای اندازه گیری دمای بالای 39- درجه سانتیگراد، نقطه انجماد آن استفاده می شود. برای دماهای پایین تر، از ترکیبات آلی مایع مانند اتیل الکل استفاده می شود.

دقت دماسنج شیشه ای استاندارد هواشناسی آزمایش شده 0.05± درجه سانتی گراد است.دلیل اصلی خطای دماسنج جیوه ای با تغییرات غیرقابل برگشت تدریجی در خواص کشسانی شیشه مرتبط است. آنها منجر به کاهش حجم شیشه و افزایش نقطه مرجع می شوند. علاوه بر این، خطاها می تواند در نتیجه قرائت های نادرست یا به دلیل قرار دادن دماسنج در محلی که دما با دمای واقعی هوا در مجاورت ایستگاه هواشناسی مطابقت ندارد، رخ دهد.

خطاهای دماسنج الکلی و جیوه ای مشابه است. خطاهای اضافی ممکن است به دلیل نیروهای منسجم بین الکل و دیواره های شیشه ای لوله رخ دهد، به طوری که وقتی دما به سرعت کاهش می یابد، مقداری از مایع روی دیواره ها باقی می ماند. علاوه بر این، الکل در نور باعث کاهش حجم آن می شود.

حداقل دماسنج

برای تعیین کمترین دما برای یک روز معین طراحی شده است. برای این منظور معمولاً از دماسنج الکلی شیشه ای استفاده می شود. یک اشاره گر شیشه ای با برآمدگی در انتهای آن در الکل غوطه ور شده است. دماسنج در حالت افقی کار می کند. هنگامی که دما کاهش می یابد، ستون الکل عقب می نشیند و پین را با خود می کشد و هنگامی که دما افزایش می یابد، الکل بدون حرکت در اطراف آن جریان می یابد و بنابراین پین حداقل دما را ثابت می کند. با کج کردن مخزن به سمت بالا، دماسنج را به حالت کار برگردانید تا پین دوباره با الکل تماس پیدا کند.

حداکثر دماسنج

برای تعیین درجه حرارت بالابرای این روزها معمولاً این یک دماسنج جیوه ای شیشه ای است، شبیه به یک دماسنج پزشکی. یک انقباض در لوله شیشه ای نزدیک مخزن وجود دارد. جیوه در هنگام افزایش دما از طریق این انقباض به بیرون فشرده می شود و هنگامی که کاهش می یابد، انقباض از خروج آن به مخزن جلوگیری می کند. چنین دماسنج دوباره برای کار در یک نصب چرخشی ویژه آماده می شود.

دماسنج دو فلزی

از دو نوار نازک فلزی مانند مس و آهن تشکیل شده است که هنگام گرم شدن به درجات مختلفی منبسط می شوند. سطوح صاف آنها به خوبی روی یکدیگر قرار می گیرند. چنین نوار دو فلزی به شکل مارپیچی پیچ خورده است که یک انتهای آن به شدت ثابت شده است. هنگامی که سیم پیچ گرم یا سرد می شود، دو فلز به طور متفاوتی منبسط یا منقبض می شوند و سیم پیچ یا باز می شود یا محکم تر می پیچد. با توجه به اشاره گر متصل به انتهای آزاد مارپیچ، بزرگی این تغییرات قضاوت می شود. نمونه هایی از دماسنج های دو فلزی دماسنج های اتاقی با صفحه گرد هستند.

دماسنج های الکتریکی.

چنین دماسنج هایی شامل دستگاهی با عنصر گرما نیمه هادی - ترمیستور یا ترمیستور است. ترموکوپل با یک ضریب مقاومت منفی بزرگ مشخص می شود (یعنی مقاومت آن به سرعت با افزایش دما کاهش می یابد). از مزایای ترمیستور می توان به حساسیت بالا و پاسخ سریع به تغییرات دما اشاره کرد. کالیبراسیون ترمیستور در طول زمان تغییر می کند. ترمیستورها در ماهواره های هواشناسی، بالون ها و اکثر دماسنج های دیجیتال اتاق استفاده می شوند.

فشارسنج ها

فشارسنج جیوه

یک لوله شیشه ای تقریبا 90 سانتی متر، پر از جیوه، در یک انتها مهر و موم شده و در یک فنجان جیوه قرار داده شده است. تحت تأثیر نیروی جاذبه، بخشی از جیوه از لوله به داخل فنجان می ریزد و در اثر فشار هوا بر سطح فنجان، جیوه از لوله بالا می رود. هنگامی که تعادل بین این دو نیروی متضاد برقرار می شود، ارتفاع جیوه در لوله بالای سطح مایع در مخزن مطابق با فشار اتمسفر است. اگر فشار هوا افزایش یابد، سطح جیوه در لوله افزایش می یابد. ارتفاع متوسط ​​ستون جیوه در فشارسنج در سطح دریا تقریباً می باشد. 760 میلی متر

فشارسنج آنروید

شامل یک جعبه مهر و موم شده است که هوا تا حدی از آن تخلیه می شود. یکی از سطوح آن یک غشای الاستیک است. اگر فشار اتمسفر افزایش یابد، غشا به سمت داخل خم می شود و اگر کاهش یابد به سمت بیرون خم می شود. یک اشاره گر متصل به آن این تغییرات را نشان می دهد. فشارسنج های آنروئیدی فشرده و نسبتاً ارزان هستند و هم در داخل ساختمان و هم در رادیوسوندهای استاندارد هواشناسی استفاده می شوند.

ابزار اندازه گیری رطوبت

روان سنج

از دو دماسنج مجاور تشکیل شده است: خشک، اندازه گیری دمای هوا، و مرطوب، که مخزن آن در پارچه (کامبریک) مرطوب شده با آب مقطر پیچیده شده است. هوا در اطراف هر دو دماسنج جریان دارد. به دلیل تبخیر آب از پارچه، لامپ مرطوب معمولا بیشتر می خواند دمای پاییناز خشک هر چه رطوبت نسبی کمتر باشد، تفاوت در قرائت دماسنج بیشتر است. بر اساس این قرائت ها، رطوبت نسبی با استفاده از جداول ویژه تعیین می شود.

رطوبت سنج مو

رطوبت نسبی را بر اساس تغییرات در طول موی انسان اندازه گیری می کند. برای از بین بردن چربی های طبیعی، ابتدا موها را با الکل اتیلیک آغشته کرده و سپس در آب مقطر شستشو می دهند. طول موهایی که به این ترتیب تهیه می شود تقریباً یک وابستگی لگاریتمی دارد رطوبت نسبیدر محدوده 20 تا 100 درصد. زمان لازم برای واکنش مو به تغییر رطوبت بستگی به دمای هوا دارد (هر چه دما کمتر باشد، طولانی تر است). در رطوبت سنج مو، با افزایش یا کاهش طول مو، مکانیسم خاصی نشانگر را در طول ترازو حرکت می دهد. معمولاً از چنین رطوبت سنج هایی برای اندازه گیری رطوبت نسبی اتاق ها استفاده می شود.

رطوبت سنج های الکترولیتی

عنصر حساس این رطوبت سنج ها صفحه ای شیشه ای یا پلاستیکی پوشیده شده با کربن یا کلرید لیتیوم است که مقاومت آن با رطوبت نسبی تغییر می کند. چنین عناصری معمولاً در کیت های ابزار بالون هواشناسی استفاده می شوند. هنگامی که کاوشگر از ابر عبور می کند، دستگاه مرطوب می شود و قرائت های آن برای مدت طولانی تحریف می شود (تا زمانی که کاوشگر خارج از ابر باشد و عنصر حساس خشک شود).

ابزار اندازه گیری سرعت باد.

بادسنج فنجانی.

سرعت باد معمولاً با استفاده از بادسنج فنجانی اندازه گیری می شود. این دستگاه از سه یا چند فنجان مخروطی شکل تشکیل شده است که به صورت عمودی به انتهای میله های فلزی متصل شده و از یک محور عمودی به صورت متقارن به صورت شعاعی امتداد می یابند. باد با بیشترین نیرو بر روی سطوح مقعر فنجان ها عمل می کند و باعث چرخش محور می شود. در برخی از انواع بادسنج های فنجانی، از چرخش آزاد فنجان ها توسط سیستم فنرهایی که میزان تغییر شکل آن تعیین کننده سرعت باد است، جلوگیری می شود.

در بادسنج‌های فنجانی با چرخش آزادانه، سرعت چرخش، تقریباً متناسب با سرعت باد، توسط یک متر الکتریکی اندازه‌گیری می‌شود که سیگنال می‌دهد که حجم معینی از هوا در اطراف بادسنج جریان داشته باشد. سیگنال الکتریکی شامل یک سیگنال نور و یک دستگاه ضبط در ایستگاه هواشناسی است. اغلب بادسنج فنجانی به صورت مکانیکی به یک آهنربا کوپل می شود و ولتاژ یا فرکانس جریان الکتریکی تولید شده به سرعت باد مربوط می شود.

بادسنج

با میز چرخان آسیاب شامل یک پیچ پلاستیکی سه چهار پره است که روی یک محور مغناطیسی نصب شده است. پیچ با کمک یک بادگیر که داخل آن یک آهنربا قرار داده شده است، به طور مداوم در برابر باد هدایت می شود. اطلاعات مربوط به جهت باد از طریق کانال های تله متری به ایستگاه رصد ارسال می شود. برقتولید شده توسط مغناطیس، به نسبت مستقیم با سرعت باد متفاوت است.

مقیاس بوفورت

سرعت باد از طریق تاثیر آن بر اجسام اطراف ناظر به صورت بصری تخمین زده می شود. در سال 1805، فرانسیس بوفورت، ملوان نیروی دریایی بریتانیا، مقیاسی 12 درجه ای برای مشخص کردن قدرت باد در دریا ایجاد کرد. در سال 1926 تخمین هایی از سرعت باد در خشکی به آن اضافه شد. در سال 1955، برای تمایز بین بادهای طوفانی با قدرت های مختلف، مقیاس به 17 افزایش یافت. نسخه مدرن مقیاس بوفورت (جدول 6) تخمین سرعت باد را بدون استفاده از هیچ ابزاری ممکن می سازد.

جدول 6. مقیاس بوفور برای تعیین قدرت باد

جدول 6. مقیاس بوفورت برای تعیین نیروی باد
نکته ها	علائم بصری در خشکی	سرعت باد، کیلومتر در ساعت	اصطلاحاتی که قدرت باد را تعریف می کنند
0	با آرامش؛ دود به صورت عمودی بالا می رود	کمتر از 1.6	آرام
1	جهت وزش باد با انحراف دود قابل توجه است، اما نه با پره هوا	1,6–4,8	ساکت
2	باد با پوست صورت احساس می شود. خش خش برگ ها؛ چرخش بادگیرهای معمولی	6,4–11,2	آسان
3	برگها و شاخه های کوچک در حرکت دائمی هستند. تکان دادن پرچم های سبک	12,8–19,2	ضعیف
4	باد گرد و غبار و کاغذها را بلند می کند. شاخه های نازک می چرخند	20,8–28,8	در حد متوسط
5	درختان برگی تاب می‌خورند. امواج در خشکی ظاهر می شود	30,4–38,4	تازه
6	شاخه های ضخیم نوسان می کنند. صدای سوت باد در سیم های برق شنیده می شود. نگه داشتن چتر سخت است	40,0–49,6	قوی
7	نوسان تنه درختان؛ بر خلاف باد رفتن سخت است	51,2–60,8	قوی
8	شکستن شاخه های درخت؛ تقریبا غیرممکن است که در برابر باد حرکت کنید	62,4–73,6	بسیار قوی
9	آسیب جزئی؛ باد کاپوت های دود و کاشی های پشت بام را می کند	75,2–86,4	طوفان
10	به ندرت در خشکی. درختان از ریشه کنده می شوند. خسارت قابل توجه به ساختمان ها	88,0–100,8	طوفان سنگین
11	در خشکی بسیار نادر است. همراه با تخریب در یک منطقه بزرگ	102,4–115,2	توفان شدید
12	تخریب قوی (نمرات 13-17 توسط اداره هواشناسی ایالات متحده در سال 1955 اضافه شد و در مقیاس ایالات متحده و بریتانیا استفاده می شود)	116,8–131,2	طوفان
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

ابزار اندازه گیری بارش

بارش شامل ذرات آب، چه به صورت مایع و چه به صورت جامد است که از جو به سطح زمین می آید. در باران سنج های استاندارد غیرقابل ثبت، قیف گیرنده داخل سیلندر اندازه گیری قرار می گیرد. نسبت مساحت قسمت بالایی قیف و سطح مقطع سیلندر اندازه گیری 10:1 است، یعنی. 25 میلی متر بارش با علامت 250 میلی متر در سیلندر مطابقت دارد.

باران سنج های ثبت - پلویوگراف - به طور خودکار آب جمع آوری شده را وزن می کنند یا تعداد دفعات پر شدن یک ظرف کوچک اندازه گیری از آب باران و تخلیه خودکار آب را می شمارند.

در صورت انتظار بارش به صورت برف، قیف و پیمانه برداشته شده و برف در سطل بارش جمع آوری می شود. زمانی که برف همراه با متوسط ​​یا باد شدید، میزان برف وارد شده به کشتی با میزان واقعی بارش مطابقت ندارد. ارتفاع پوشش برف با اندازه‌گیری ضخامت لایه برف در منطقه معمولی برای منطقه مشخص تعیین می‌شود و مقدار متوسط ​​حداقل سه اندازه‌گیری گرفته می‌شود. برای ایجاد آب معادل در مناطقی که تاثیر حمل و نقل کولاک کم است، یک استوانه در توده برف غوطه ور می شود و ستونی از برف بریده می شود که ذوب یا وزن می شود. میزان بارندگی که توسط باران سنج اندازه گیری می شود به موقعیت آن بستگی دارد. تلاطم هوا، چه توسط خود دستگاه ایجاد شود و چه به دلیل انسدادهای اطراف آن، منجر به دست کم گرفتن میزان بارش ورودی به فنجان اندازه گیری می شود. بنابراین باران سنج تا حد امکان بر روی سطح صاف و دور از درختان و سایر موانع نصب می شود. یک صفحه محافظ برای کاهش اثر گردابه های ایجاد شده توسط خود ابزار استفاده می شود.

مشاهدات هواشناسی

ابزار اندازه گیری ارتفاع ابرها

ساده ترین راه برای تعیین ارتفاع ابر این است که مدت زمانی را که طول می کشد تا یک بالن کوچک رها شده از سطح زمین به پایه ابر برسد، اندازه گیری کنیم. ارتفاع آن برابر با محصول است سرعت متوسطبالا آمدن بالون هوای گرمدر طول پرواز.

راه دیگر مشاهده نقطه ای از نور است که در پایه ابر با پرتو پروژکتور به صورت عمودی به سمت بالا هدایت می شود. از فاصله تقریبی 300 متر از نورافکن، زاویه بین جهت به این نقطه و پرتو نورافکن اندازه گیری می شود. ارتفاع ابر با مثلث بندی محاسبه می شود، مشابه نحوه اندازه گیری فواصل در بررسی های توپوگرافی. سیستم پیشنهادی می تواند به طور خودکار در روز و شب کار کند. از فتوسل برای مشاهده نقطه نور در قاعده ابرها استفاده می شود.

ارتفاع ابر نیز با استفاده از امواج رادیویی اندازه گیری می شود - پالس هایی به طول 0.86 سانتی متر که توسط رادار ارسال می شود. ارتفاع ابر با مدت زمانی که طول می کشد تا یک پالس رادیویی به ابر برسد و به عقب برگردد، تعیین می شود. از آنجایی که ابرها تا حدی در برابر امواج رادیویی شفاف هستند، از این روش برای تعیین ارتفاع لایه ها در ابرهای چند لایه استفاده می شود.

بالن های هواشناسی

ساده ترین نوع بالون هواشناسی - به اصطلاح. بالون یک بادکنک لاستیکی کوچک پر از هیدروژن یا هلیوم است. با مشاهده اپتیکال تغییرات در آزیموت و ارتفاع بالن و با فرض ثابت بودن سرعت خیزش، می توان سرعت و جهت باد را بر حسب ارتفاع از سطح زمین محاسبه کرد. برای مشاهدات شبانه، یک چراغ قوه کوچک با باتری به توپ وصل می شود.

رادیوسوند هواشناسی یک توپ لاستیکی است که حامل یک فرستنده رادیویی، یک دماسنج ترمیستور، یک فشارسنج آنروید و یک رطوبت سنج الکترولیتی است. رادیوسوند با سرعت تقریبی بالا می رود. 300 متر در دقیقه تا ارتفاع تقریبی 30 کیلومتر. با صعود، داده های اندازه گیری به طور مداوم به ایستگاه پرتاب ارسال می شود. یک آنتن گیرنده جهت روی زمین، آزیموت و ارتفاع رادیوسوند را ردیابی می کند، که از آن سرعت و جهت باد محاسبه می شود. ارتفاعات مختلفمانند مشاهدات خلبان بالن. رادیوسوندها و بالون ها از صدها نقطه در سراسر جهان دو بار در روز، ظهر و نیمه شب به وقت گرینویچ پرتاب می شوند.

ماهواره ها

برای عکاسی در روز از پوشش ابری، روشنایی توسط نور خورشید تامین می شود، در حالی که تابش مادون قرمز ساطع شده از همه بدن ها امکان عکاسی در روز و شب را با یک دوربین مادون قرمز ویژه فراهم می کند. با استفاده از عکس ها در محدوده های مختلف تابش مادون قرمز، حتی می توانید دمای لایه های جداگانه جو را محاسبه کنید. رصدهای ماهواره ای وضوح برنامه ریزی شده بالایی دارند، اما وضوح عمودی آنها بسیار کمتر از وضوح ارائه شده توسط رادیوسوندها است.

برخی از ماهواره ها مانند TIROS آمریکایی به مدار قطبی دایره ای در ارتفاع تقریبی پرتاب می شوند. 1000 کیلومتر. از آنجایی که زمین حول محور خود می چرخد، از چنین ماهواره ای هر نقطه از سطح زمین معمولاً دو بار در روز قابل مشاهده است.

بیشتر ارزش بیشتربه اصطلاح دارند. ماهواره های زمین ایستا که در ارتفاع تقریبی به دور استوا می چرخند. 36 هزار کیلومتر. چنین ماهواره ای 24 ساعت طول می کشد تا یک انقلاب کامل ایجاد کند. از آنجایی که این زمان برابر با طول روز است، ماهواره در بالای همان نقطه استوا باقی می ماند و از آن باز می شود. نمای دائمیبه سطح زمین بنابراین، یک ماهواره زمین ثابت می تواند بارها و بارها از همان منطقه عکس بگیرد و تغییرات آب و هوا را ثبت کند. علاوه بر این، سرعت باد را می توان از روی حرکت ابرها محاسبه کرد.

رادارهای هواشناسی

سیگنال ارسال شده توسط رادار توسط باران، برف یا وارونگی دما منعکس می شود و این سیگنال منعکس شده به دستگاه گیرنده می رسد. ابرها معمولاً روی صفحه رادار قابل مشاهده نیستند زیرا قطرات تشکیل دهنده آنها بسیار کوچک هستند و نمی توانند سیگنال رادیویی را به طور مؤثر منعکس کنند.

در اواسط دهه 1990، سرویس ملی هواشناسی ایالات متحده دوباره به رادارهای اثر داپلر مجهز شد. در تاسیسات از این نوع برای اندازه گیری سرعت نزدیک شدن ذرات منعکس کننده به رادار یا دور شدن از آن، به اصطلاح از اصل استفاده می شود. شیفت داپلر بنابراین می توان از این رادارها برای اندازه گیری سرعت باد استفاده کرد. آنها به ویژه برای شناسایی گردبادها مفید هستند، زیرا باد در یک طرف گردباد به سرعت به سمت رادار می تازد و از طرف دیگر به سرعت از آن دور می شود. رادارهای مدرن می توانند اجرام هواشناسی را در فاصله 225 کیلومتری شناسایی کنند.



شهر در حال گسترش به سمت جزیره سالست است، و منطقه رسمی شهر (از سال 1950) از جنوب به شمال، از قلعه تا شهر تانا امتداد دارد. در قسمت شمالی بمبئی مرکز تحقیقات هسته ای ترومبای، یک موسسه فناوری (1961-1966، ساخته شده با کمک اتحاد جماهیر شوروی)، یک پالایشگاه نفت، یک کارخانه شیمیایی، یک کارخانه ماشین سازی و یک نیروگاه حرارتی وجود دارد. .

این شهر از ساخت دومین ساختمان بلند جهان به نام برج هند خبر داد. این ساختمان باید تا سال 2016 تکمیل شود.

رسانه ها

بمبئی روزنامه ها را به زبان انگلیسی (Times of India، Midday، Aftonun، Asia Age، Economic Times، Indian Express)، بنگالی، تامیل، مراتی، هندی منتشر می کند. کانال های تلویزیونی در شهر وجود دارد (بیش از 100 در هر زبانهای مختلف، ایستگاه های رادیویی (8 ایستگاه در باند FM و 3 در AM پخش می شوند).

شرایط آب و هوایی

شهر در است کمربند زیر استوایی. دو فصل وجود دارد: مرطوب و خشک. فصل بارانی از ژوئن تا نوامبر طول می کشد، به خصوص باران های موسمی شدید از ژوئن تا سپتامبر می آید و باعث رطوبت بالا در شهر می شود. میانگین دما حدود 30 درجه سانتیگراد است، دما از 11 درجه سانتیگراد تا 38 درجه سانتیگراد در نوسان است، رکورد تغییرات شدید در سال 1962 بود: 7.4 درجه سانتیگراد و 43 درجه سانتیگراد. میزان بارندگی سالانه 2200 میلی متر است. به خصوص میزان بارندگی در سال 1954 بسیار زیاد بود - 3451.6 میلی متر. فصل خشک از دسامبر تا مه با رطوبت متوسط ​​مشخص می شود. به دلیل غلبه باد سرد شمالی، دی و بهمن سردترین ماه ها هستند، حداقل مطلق در شهرستان +10 درجه بوده است.

آب و هوای بمبئی
نشانگر	ژان	فوریه	مارس	آوریل	ممکن است	ژوئن	ژوئیه	اوت	سن	اکتبر	اما من	دسامبر	سال
حداکثر مطلق، درجه سانتیگراد	40,0	39,1	41,3	41,0	41,0	39,0	34,0	34,0	36,0	38,9	38,3	37,8	41,3
میزان بارندگی، میلی متر	1	0,3	0,2	1	11	537	719	483	324	73	14	2	2165
حداقل میانگین، درجه سانتیگراد	18,4	19,4	22,1	24,7	27,1	27,0	26,1	25,6	25,2	24,3	22,0	19,6	23,5
دمای متوسط، درجه سانتیگراد	23,8	24,7	27,1	28,8	30,2	29,3	27,9	27,5	27,6	28,4	27,1	25,0	27,3
دمای آب، درجه سانتی گراد	26	25	26	27	29	29	29	28	28	29	28	26	28
حداقل مطلق، درجه سانتیگراد	8,9	8,5	12,7	19,0	22,5	20,0	21,2	22,0	20,0	17,2	14,4	11,3	8,5
میانگین حداکثر، درجه سانتیگراد	31,1	31,4	32,8	33,2	33,6	32,3	30,3	30,0	30,8	33,4	33,6	32,3	32,1

نمودارهای آب و هوای meteoblue بر اساس مدل های آب و هوای 30 ساله موجود برای هر نقطه از زمین است. آنها نشانه های مفیدی از الگوهای آب و هوایی معمولی و الگوهای آب و هوایی مورد انتظار (دما، بارندگی، آفتاب یا باد) ارائه می دهند. مدل‌های داده‌های هواشناسی دارای وضوح فضایی حدود 30 کیلومتر قطر هستند و ممکن است همه رویدادهای آب و هوایی محلی مانند رعد و برق، بادهای محلی یا گردباد را نشان ندهند.

شما می توانید آب و هوای هر منطقه را مطالعه کنید، مانند جنگل های بارانی آمازون، ساواناهای غرب آفریقا، صحرای صحرا، توندرای سیبری یا هیمالیا.

اطلاعات تاریخی ساعتی 30 سال در مورد بمبئی را می توان با خرید بسته history+ فعال کرد. شما می توانید فایل های CSV را برای پارامترهای آب و هوا مانند دما، باد، ابری و بارش نسبت به هر نقطه از کره زمین دانلود کنید. اطلاعات آب و هوای 2 هفته گذشته بمبئی برای ارزیابی رایگان بسته موجود است.

میانگین دما و بارندگی

"میانگین حداکثر روزانه" (خط قرمز ثابت) حداکثر دمای میانگین یک روز را برای هر ماه برای بمبئی نشان می دهد. به طور مشابه، "حداقل میانگین دمای روزانه" (خط آبی یکدست) حداقل میانگین دما را نشان می دهد. روزهای گرم و شب‌های سرد (خطوط قرمز و آبی نقطه‌دار میانگین دما را در گرم‌ترین روز و سردترین شب هر ماه در 30 سال گذشته نشان می‌دهد. هنگام برنامه‌ریزی تعطیلات خود، از میانگین دما آگاه خواهید شد و برای گرم‌ترین و سردترین روزها آماده می‌شوید. سردترین شب ها روزهای سرد تنظیمات پیش فرض شامل خوانش سرعت باد نمی شود، با این حال می توانید این گزینه را با استفاده از دکمه روی نمودار فعال کنید.

نمودار بارندگی برای نوسانات فصلی مفید است، مانند آب و هوای موسمی در هند یا دوره مرطوب در آفریقا.

روزهای ابری، آفتابی و بارانی

نمودار تعداد روزهای آفتابی، نیمه ابری و مه آلود و همچنین روزهای بارندگی را نشان می دهد. روزهایی که لایه ابر از 20٪ تجاوز نمی کند آفتابی در نظر گرفته می شود. 80-20 درصد پوشش نیمه ابری و بیش از 80 درصد ابری در نظر گرفته می شود. در حالی که در ریکیاویک، پایتخت ایسلند، هوا عمدتا ابری است. Sossusvlei در صحرای نامیب یکی از آفتابی ترین مکان های روی زمین است.

توجه: در کشورهای با آب و هوای استواییمانند مالزی یا اندونزی، پیش‌بینی تعداد روزهای بارندگی را می‌توان دو برابر تخمین زد.

حداکثر دما

نمودار حداکثر دما برای بمبئی نشان می دهد که دمای مشخصی به چند روز در ماه می رسد. در دبی، یکی از گرم ترین شهرهای روی زمین، دمای هوا در ماه جولای تقریباً هرگز کمتر از 40 درجه سانتیگراد نیست. شما همچنین می توانید نموداری از زمستان های سرد در مسکو را ببینید که نشان می دهد تنها چند روز در یک ماه است حداکثر دمابه سختی به -10 درجه سانتیگراد می رسد.

ته نشینی

نمودار بارش بمبئی نشان می دهد که چند روز در ماه به میزان مشخصی بارش می رسد. در مناطقی با آب و هوای گرمسیری یا موسمی، پیش بینی بارش ممکن است دست کم گرفته شود.

سرعت باد

نمودار بمبئی آن روزهای یک ماه را نشان می دهد که در طی آن سرعت باد به مقدار معینی می رسد. یک مثال جالب فلات تبت است، جایی که بادهای موسمی بادهای طولانی و قوی را از دسامبر تا آوریل و جریان های هوایی آرام از ژوئن تا اکتبر ایجاد می کنند.

واحدهای سرعت باد را می توان در بخش تنظیمات (گوشه سمت راست بالا) تغییر داد.

گل رز باد

گل رز باد برای بمبئی نشان می دهد که باد در سال چند ساعت از جهت مشخص شده می وزد. یک مثال باد جنوب غربی است: باد از جنوب غربی (SW) به شمال شرقی (NE) می وزد. کیپ هورن، جنوبی ترین نقطه در آمریکای جنوبی، با یک باد قوی غربی مشخص می شود که به طور قابل توجهی عبور از شرق به غرب را به خصوص برای کشتی های بادبانی مانع می شود.

اطلاعات کلی

از سال 2007، meteoblue داده های هواشناسی مدل را در آرشیو خود جمع آوری کرده است. در سال 2014، ما از سال 1985 شروع به مقایسه مدل‌های آب‌وهوا با داده‌های تاریخی کردیم، بنابراین 30 سال داده‌های آرشیو جهانی را با داده‌های آب‌وهوای ساعتی پردازش و به دست آوردیم. نمودارهای آب و هوا اولین مجموعه داده های آب و هوایی شبیه سازی شده موجود در اینترنت هستند. تاریخچه داده های آب و هوای ما شامل داده هایی از سراسر جهان برای هر دوره زمانی، صرف نظر از در دسترس بودن ایستگاه های هواشناسی است.

داده ها از مدل آب و هوای جهانی NEMS ما به قطر حدود 30 کیلومتر به دست آمده است. بنابراین، آنها نمی توانند رویدادهای جوی محلی جزئی مانند گنبدهای حرارتی، جریان های هوای سرد، طوفان های تندری و گردباد را بازتولید کنند. برای مکان‌ها و رویدادهایی که به دقت بالایی نیاز دارند (مانند تولید انرژی، بیمه و غیره) مدل‌هایی با وضوح بالا با داده‌های آب‌وهوای ساعتی ارائه می‌کنیم.

مجوز

این داده‌ها ممکن است تحت مجوز انجمن خلاق Attribution + Non-Commercial (BY-NC) استفاده شوند. هر شکلی غیر قانونی است

جغرافیا و آب و هوا

بمبئی (بمبئی)- شهری در قسمت غربی هند، مرکز ایالت ماهاراشترا. نام بمبئی تا سال 1995 رسمی بود. بمبئی که از زبان ماهاراتی ترجمه شده است، شبیه "مادر" است. مساحت شهر 603.4 کیلومتر مربع است. این شهر پرجمعیت ترین شهر هند است.

سه دریاچه در قلمرو شهر وجود دارد: تولسی، پووای و ویهار. خود شهر در دهانه رودخانه اولخاس واقع شده است.

نقش برجسته بمبئی متنوع است: باتلاق های حرا در مرز، خط ساحلی ناهموار توسط خلیج ها و نهرهای متعدد فرورفته است. خاک نزدیک دریا شنی، در برخی نقاط رسی و آبرفتی است. قلمرو بمبئی متعلق به لرزه نگاری است مناطق خطرناک.

می توانید با هواپیما به بمبئی برسید تا فرودگاه چاتراپاتی شیواجی که در 28 کیلومتری شهر قرار دارد. توسعه شبکه راه آهن و خدمات اتوبوسرانی.

بمبئی در منطقه زیر استوایی واقع شده است. دو فصل آب و هوایی وجود دارد: خشک و مرطوب. خشکی از دسامبر تا مه ادامه دارد، رطوبت در این زمان متوسط ​​است. ژانویه و فوریه سردترین ماه ها هستند. کمترین دمای ثبت شده: +10 درجه سانتی گراد.

فصل مرطوب از ژوئن تا نوامبر است. قوی ترین بادهای موسمی از ژوئن تا سپتامبر است. میانگین دما در این زمان +30 درجه سانتیگراد است. بهترین زمانبرای بازدید از بمبئی دوره از نوامبر تا فوریه است.