دستور پخت
روابط
مانیکور
اهميت دادن
ستاره ها

شیب باریک افقی. تغییرات فشار با ارتفاع جو استاندارد شیب باریک افقی شیب عمودی و افقی

با نگاهی به ایزوبارها در نقشه سینوپتیک، متوجه می شویم که در برخی مکان ها ایزوبارها ضخیم تر هستند، در برخی دیگر - کمتر.

واضح است که در مکان های اول فشار اتمسفر در جهت افقی شدیدتر تغییر می کند ، در مکان دوم - ضعیف تر. همچنین می گویند: تندتر و آهسته تر، اما نباید تغییرات فضای مورد بحث را با تغییرات زمان اشتباه گرفت.

برای بیان دقیق چگونگی تغییر فشار اتمسفر در جهت افقی، می توانید از گرادیان باریک افقی یا گرادیان فشار افقی استفاده کنید. فصل 4 شیب درجه حرارت افقی را مورد بحث قرار داد. به طور مشابه، تغییر فشار در واحد فاصله در یک صفحه افقی (به طور دقیق تر، در یک سطح تراز) گرادیان فشار افقی نامیده می شود. در این حالت، فاصله در جهتی گرفته می شود که در آن فشار به شدت کاهش می یابد. و چنین جهتی از قوی ترین تغییر فشار در هر نقطه، جهت در امتداد نرمال به ایزوبار در این نقطه است.

بنابراین، گرادیان باریک افقی برداری است که جهت آن در جهت کاهش فشار با جهت نرمال به ایزوبار منطبق است و مقدار عددی آن برابر با مشتق فشار در این جهت است. بیایید این بردار را با نماد - С نشان دهیم آرو مقدار عددی آن - dp / dn،جایی که پجهت نرمال به ایزوبار است.

مانند هر بردار، گرادیان باریک افقی را می توان به صورت گرافیکی با یک فلش نشان داد. در این حالت، یک فلش در امتداد نرمال به ایزوبار در جهت کاهش فشار هدایت می شود. در این حالت، طول فلش باید متناسب با مقدار عددی گرادیان باشد.

در نقاط مختلف میدان باریک، جهت و بزرگی گرادیان باریک، البته، متفاوت خواهد بود. در جایی که ایزوبارها متراکم می شوند، تغییر فشار در واحد فاصله در امتداد نرمال تا ایزوبار بیشتر است. جایی که ایزوبارها از هم جدا می شوند، کوچکتر است. به عبارت دیگر، بزرگی گرادیان باریک افقی با فاصله بین ایزوبارها نسبت معکوس دارد.

اگر یک گرادیان باریک افقی در اتمسفر وجود داشته باشد، به این معنی است که سطوح هم‌باریک در یک بخش معین از اتمسفر به سطح تراز متمایل می‌شوند و بنابراین با آن تلاقی می‌کنند و ایزوبارها را تشکیل می‌دهند. سطوح ایزوباریک همیشه در جهت شیب متمایل هستند، یعنی جایی که فشار کاهش می یابد.

گرادیان باریک افقی جزء افقی شیب باریک کل است. دومی توسط یک بردار فضایی نشان داده می شود که در هر نقطه از سطح همبار در امتداد نرمال به این سطح به سمت سطح با مقدار فشار کمتر هدایت می شود. مقدار عددی این بردار است – dp/dn; اما اینجا n- جهت سطح نرمال به سطح ایزوباریک. شیب باریک کل را می توان به اجزای عمودی و افقی یا به شیب عمودی و افقی تجزیه کرد. همچنین می توانید آن را به سه جزء در امتداد محورهای مختصات مستطیلی X، Y، Z تجزیه کنید. فشار با ارتفاع بسیار شدیدتر از جهت افقی تغییر می کند. بنابراین، گرادیان باریک عمودی ده ها هزار بار بیشتر از شیب افقی است. همانطور که از معادله اصلی استاتیک جوی به شرح زیر است، توسط نیروی گرانش که مخالف آن است، متعادل یا تقریباً متعادل می شود. گرادیان باریک عمودی بر حرکت افقی هوا تأثیر نمی گذارد. بعداً در این فصل، ما فقط در مورد شیب باریک افقی صحبت خواهیم کرد و به سادگی آن را گرادیان باریک می نامیم.

سرعت باد

همانطور که قبلاً از فصل دوم می دانیم، باد حرکت هوا نسبت به سطح زمین است و قاعدتاً جزء افقی این حرکت منظور می شود. با این حال، گاهی اوقات با در نظر گرفتن مولفه عمودی، از باد یا رو به باد صحبت می شود. باد با یک بردار سرعت مشخص می شود. در عمل، سرعت باد فقط به مقدار عددی سرعت اشاره دارد. این همان چیزی است که در آینده آن را سرعت باد و جهت بردار سرعت - جهت باد می نامیم.

سرعت باد بر حسب متر بر ثانیه، کیلومتر بر ساعت (به ویژه برای خدمات هواپیمایی) و گره (بر حسب مایل دریایی در ساعت) بیان می شود. برای تبدیل سرعت از متر بر ثانیه به گره کافی است تعداد متر در ثانیه را در 2 ضرب کنید.

همچنین تخمینی از سرعت (یا، همانطور که در این مورد می گویند، قدرت) باد در نقاط، به اصطلاح مقیاس بوفور وجود دارد. , که بر اساس آن کل فاصله سرعت بادهای احتمالی به 12 درجه تقسیم می شود. این مقیاس قدرت باد را به اثرات مختلف آن مانند درجه امواج دریا، تاب خوردن شاخه ها و درختان، پخش دود از دودکش ها و غیره مرتبط می کند. هر درجه بندی در مقیاس بوفور یک نام خاص دارد. بنابراین، صفر مقیاس بوفور مربوط به آرامش است، یعنی فقدان کامل باد. باد در ساعت 4 نکته ها،با توجه به بوفور متوسط نامیده می شود و مربوط به سرعت 5-7 است ام‌اس؛در 7 امتیاز - قوی، با سرعت 12-15 ام‌اس؛در 9 نقطه - توسط یک طوفان، با سرعت 18-21 ام‌اس؛در نهایت، باد 12 بوفور در حال حاضر یک طوفان است، با سرعت بیش از 29 متر بر ثانیه

بین سرعت باد هموار شده برای یک دوره زمانی کوتاه مشخص که در طی آن مشاهدات انجام می شود و سرعت باد آنی که عموماً به شدت در نوسان است و گاهی اوقات می تواند به طور قابل توجهی کمتر یا بیشتر از سرعت هموار باشد، تمایز قائل می شود. بادسنج ها معمولاً مقادیری از سرعت باد هموار می دهند و در آینده در مورد آن صحبت خواهیم کرد.

در نزدیکی سطح زمین، اغلب باید با بادهایی با سرعت 4-8 مقابله کنید. ام‌اسو به ندرت از 12-15 تجاوز می کند متر بر ثانیهاما با این حال، در طوفان ها و طوفان های عرض های جغرافیایی معتدل، سرعت می تواند از 30 تجاوز کند. ام‌اس،و در برخی رگبارها به 60 می رسد متر بر ثانیهدر طوفان های گرمسیری سرعت باد تا 65 می رسد ام‌اس،و وزش های فردی - تا 100 متر بر ثانیهدر گرداب‌های مقیاس کوچک (گردبادها، لخته‌های خون)، سرعت‌های بیش از 100 متر بر ثانیهدر جریان های جت در تروپوسفر فوقانی و استراتوسفر پایین تر، میانگین سرعت باد در طولانی مدت و در یک منطقه بزرگ می تواند به 70-100 برسد. متر بر ثانیه

سرعت باد در نزدیکی سطح زمین با بادسنج هایی با طرح های مختلف اندازه گیری می شود. اغلب آنها بر اساس این واقعیت هستند که فشار باد قسمت گیرنده دستگاه ( باد سنج فنجانی، بادسنج آسیاب و غیره) را می چرخاند یا آن را از وضعیت تعادل منحرف می کند (Wild board). سرعت باد را می توان از سرعت چرخش یا تعیین کرد. انحراف. طرح هایی بر اساس اصل مانومتریک (لوله پیتو) وجود دارد. تعدادی طرح از ابزارهای خود ضبط وجود دارد - آنموگراف و (اگر جهت باد نیز اندازه گیری شود) آنمورومبوگراف. ابزار اندازه گیری باد در ایستگاه های زمینی در ارتفاع 10-15 نصب می شود متربالای سطح زمین باد اندازه گیری شده توسط آنها باد نزدیک سطح زمین نامیده می شود.

جهت وزش باد

باید به خوبی به خاطر داشت که هنگام صحبت از جهت باد، منظور آنها جهتی است که از آن می وزد. شما می توانید این جهت را با نام گذاری نقطه ای در افق که باد از آنجا می وزد یا زاویه ای که جهت باد با نصف النهار آن مکان ایجاد می شود، یعنی آزیموت آن مشخص کنید. در حالت اول، 8 نقطه اصلی افق متمایز می شود: شمال، شمال شرق، شرق، جنوب شرق، جنوب، جنوب غرب، غرب، شمال غرب - و 8 نقطه میانی بین آنها: شمال- شمال شرق، شرق- شمال شرق، شرق- جنوب شرق. ، جنوب - جنوب شرقی، جنوب - جنوب غربی، غرب - جنوب غربی، غرب - شمال غرب، شمال - شمال غرب (شکل 68). 16 نقطه که جهت وزش باد را نشان می دهد دارای اختصارات روسی و بین المللی زیر است:

اگر جهت باد با زاویه آن با نصف النهار مشخص شود، شمارش معکوس از شمال در جهت عقربه های ساعت است. بنابراین شمال 0 درجه (360 درجه)، شمال شرقی 45 درجه، شرق 90 درجه، جنوب 180 درجه، غرب 270 درجه خواهد بود. هنگام مشاهده باد در لایه های مرتفع جو، جهت آن معمولاً بر حسب درجه و هنگام مشاهده در ایستگاه های هواشناسی زمینی، در نقاط افق نشان داده می شود.

جهت باد توسط یک پره هوا که حول یک محور عمودی می چرخد تعیین می شود. تحت تأثیر باد، پره هوا موقعیتی را در جهت باد به خود می گیرد. بادنما معمولاً به برد Wild متصل است.

همانطور که برای سرعت، می توان بین جهت باد آنی و صاف تمایز قائل شد. جهت بادهای لحظه ای به طور قابل توجهی در اطراف جهت متوسط (هموار) نوسان می کند که توسط مشاهدات پره های هوا تعیین می شود.

با این حال، جهت هموار باد در هر مکان معین روی زمین به طور مداوم در حال تغییر است، و در نقاط مختلف در همان زمان نیز متفاوت است. در برخی نقاط، بادها در جهت‌های مختلف برای مدت طولانی تقریباً یکسان هستند، در برخی دیگر - غلبه واضح برخی جهت‌های باد بر دیگران در طول فصل یا سال. این بستگی به شرایط گردش عمومی جو و تا حدی به شرایط توپوگرافی محلی دارد.

با پردازش اقلیمی مشاهدات روی باد، می توان برای هر نقطه داده شده نموداری ساخت که توزیع فراوانی وقوع جهت باد در امتداد نقاط اصلی است، به شکل به اصطلاح گل رز باد (شکل 69). از مبدأ مختصات قطبی، جهت ها در امتداد نقاط افق (8 یا 16) در بخش هایی ترسیم می شوند که طول آن ها متناسب با فرکانس بادهای یک جهت معین است. انتهای قطعات را می توان با یک خط شکسته به هم متصل کرد. تکرارپذیری آرام با یک عدد در مرکز نمودار (در مبدا) نشان داده می شود. هنگام ساخت گل رز بادی می توان میانگین سرعت باد در هر جهت را نیز در نظر گرفت و فرکانس این جهت را در آن ضرب کرد. سپس نمودار مقدار هوای حمل شده توسط بادهای هر جهت را به واحدهای دلخواه نشان می دهد.

برای ارائه بر روی نقشه های اقلیمی، جهت باد خلاصه شده است روش های مختلف. می توانید گل های بادی را در مکان های مختلف روی نقشه قرار دهید. می توان نتیجه تمام سرعت های باد (که به عنوان بردار در نظر گرفته می شود) در یک مکان معین برای یک ماه تقویمی معین در یک دوره چند ساله تعیین کرد و سپس جهت این نتیجه را به عنوان جهت میانگین باد در نظر گرفت. اما بیشتر اوقات جهت باد غالب تعیین می شود. یعنی ربع با بیشترین تکرارپذیری تعیین می شود. خط وسط این ربع به عنوان جهت غالب در نظر گرفته می شود.

وزش باد

باد به طور مداوم و سریع در سرعت و جهت در حال تغییر است و در حدود مقادیر متوسطی در نوسان است. علت این نوسانات (تپش ها یا نوسانات) باد تلاطم است که در فصل دوم به آن پرداخته شد. این نوسانات را می توان با ابزارهای حساس خود ضبط ثبت کرد. باد را که دارای نوسانات شدید در سرعت و جهت است، تندباد نامیده می شود. آنها با هوس شدیدی از باد شدید صحبت می کنند.

در طول مشاهدات مرسوم ایستگاه بر روی باد، جهت متوسط (هموار) و سرعت متوسط آن در بازه زمانی چند دقیقه ای تعیین می شود. هنگام مشاهده با استفاده از پره وحشی، ناظر باید نوسانات بادگیر را به مدت دو دقیقه و نوسانات تخته وحشی را به مدت دو دقیقه دنبال کند و در نتیجه جهت متوسط (صاف) و سرعت متوسط (هموار) را برای این کار تعیین کند. زمان. بادسنج فنجانی امکان تعیین میانگین سرعت باد را برای هر دوره زمانی محدودی فراهم می کند.

با این حال، مطالعه وزش باد نیز جالب است. تندی را می توان با نسبت دامنه نوسانات سرعت باد در یک دوره زمانی معین به سرعت متوسط در همان زمان مشخص کرد. در این حالت، یا میانگین یا بیشترین دامنه رخ می دهد. دامنه تفاوت بین حداکثر و حداقل سرعت لحظه ای متوالی است. ویژگی های دیگری از تغییرپذیری وجود دارد، از جمله جهت باد.

تکانشگری بیشتر است، آشفتگی بیشتر است. در نتیجه، در خشکی بیشتر از دریا آشکار است. به خصوص بزرگ در مناطق با زمین پیچیده. در تابستان بیشتر از زمستان؛ دارای حداکثر بعدازظهر در تغییرات روزانه است.

در یک جو آزاد، تلاطم می تواند باعث تکان خوردن هواپیما شود. تلاطم به ویژه در ابرهای همرفتی بسیار توسعه یافته بسیار زیاد است. اما در غیاب ابرها در مناطق به اصطلاح جت استریم ها نیز به شدت افزایش می یابد.

گرادیان CSSانتقال از یک رنگ به رنگ دیگر را نشان می دهد.

گرادیان ها با استفاده از توابع ()linear-gradient و radial-gradient() ایجاد می شوند.

پس‌زمینه گرادیان را می‌توان در ویژگی‌های پس‌زمینه، تصویر پس‌زمینه، تصویر حاشیه، و تصویر به سبک فهرست تنظیم کرد.

نحوه ایجاد یک گرادینت در CSS

پشتیبانی مرورگر

IE: 10.0
فایرفاکس: 16, 3.6 -moz-
کروم: 26.0، 10.0 -webkit-
سافاری: 6.1، 5.1 -webkit-
اپرا: 12.1، 11.1 -o-
iOS Safari: 7.1
اپرا مینی: —
مرورگر اندروید: 4.4، 4.1 -webkit-
کروم برای اندروید: 44

1. خطی- گرادیان ()

برنج. 1. خط گرادیان، نقطه شروع و پایان و زاویه گرادیان

گرادیان خطیایجاد شده با استفاده از دو یا چند رنگ که جهت یا خط گرادیان.

اگر جهتی مشخص نشده باشد، از مقدار پیش فرض − استفاده می شود بالا پایین.

رنگ های گرادیان پیش فرض به طور مساوی در جهت عمود بر خط گرادیان توزیع می شوند.

زمینه: گرادیان خطی (زاویه / سمت یا زاویه شیب از طریق کلمه کلیدی (جفت کلمات کلیدی)، رنگ اول، رنگ دوم و غیره).

جهتگرادیان را می توان به دو صورت مشخص کرد:
با زاویه شیبدر درجه درجه، که مقدار آن زاویه خط داخل عنصر را تعیین می کند.

Div ( ارتفاع: 200 پیکسل؛ پس‌زمینه: گرادیان خطی (45 درجه، #EECFBA، #C5DDE8)؛ )

با استفاده از کلمات کلیدیبه بالا، به راست، به پایین، به چپ، که به ترتیب با زاویه گرادیان 0 درجه، 90 درجه، 180 درجه و 270 درجه مطابقت دارد.

Div ( ارتفاع: 200 پیکسل؛ پس‌زمینه: گرادیان خطی (به راست، #F6EFD2، #CEAD78)؛ )

اگر جهت با یک جفت کلیدواژه داده شود، مثلاً به سمت چپ بالا، نقطه شروع گرادیان در جهت مخالف، در این مورد، پایین سمت راست خواهد بود.

Div (ارتفاع: 200 پیکسل؛ پس‌زمینه: گرادیان خطی (به سمت چپ بالا، آبی پودری، صورتی)؛ )

برای توزیع ناهموار رنگ ها، موقعیت شروع هر رنگ از طریق نقاط توقف گرادیان، به اصطلاح نشان داده می شود. رنگ متوقف می شود. نقاط شکستدر % مشخص می شوند که 0% نقطه شروع است، 100% نقطه پایان است، به عنوان مثال:

Div ( ارتفاع: 200 پیکسل؛ پس‌زمینه: گرادیان خطی (به بالا، #E4AF9D 20%, #E4E4D8 50%, #A19887 80%)؛ )

برای توزیع واضح نوارهای رنگی، هر رنگ بعدی باید از نقطه توقف رنگ قبلی شروع شود:

Div ( ارتفاع: 200 پیکسل؛ پس‌زمینه: گرادیان خطی (به راست، #FFDDD6 20٪، #FFF9ED 20٪، #FFF9ED 80٪، #DBDBDB 80%)؛ )

2. radial-gradient()

گرادیان شعاعیتفاوت با خطی این است که رنگ ها از یک نقطه (مرکز گرادیان) بیرون می آیند و به طور مساوی به سمت بیرون پخش می شوند و شکل دایره یا بیضی را ترسیم می کنند.

زمینه: گرادیان شعاعی (شکل گرادیان/اندازه/موقعیت مرکز، رنگ اول، رنگ دوم و غیره)؛

شکل گرادیانبا کلمات کلیدی دایره یا بیضی تعریف می شود. اگر هیچ شکلی مشخص نشده باشد، گرادیان شعاعی به صورت پیش فرض بیضی می شود.

Div ( ارتفاع: 200 پیکسل؛ پس‌زمینه: گرادیان شعاعی (سفید، #FFA9A1)؛ )

موقعیت مرکزیبا استفاده از کلمات کلیدی مورد استفاده در ویژگی background-position، با اضافه کردن پیشوند at تنظیم کنید. اگر موقعیت مرکزی مشخص نشده باشد، از حالت پیش فرض در مرکز استفاده می شود.

Div ( ارتفاع: 200 پیکسل؛ پس‌زمینه: گرادیان شعاعی (در بالا، #FEFFFF، #A7CECC؛ )

یک جفت مقادیر مشخص شده در واحد طول % , em , یا px , اندازه گرادیان بیضی را کنترل می کند. مقدار اول عرض بیضی و مقدار دوم ارتفاع را مشخص می کند.

Div ( ارتفاع: 200 پیکسل؛ پس‌زمینه: گرادیان شعاعی (40٪ 50٪، #FAECD5، #CAE4D8)؛ )

اندازه گرادیانبا استفاده از کلمات کلیدی تنظیم کنید پیش فرض دورترین گوشه است.

div ( ارتفاع: 200 پیکسل؛ پس‌زمینه: گرادیان شعاعی (دایره دورترین گوشه در 100 پیکسل 50 پیکسل، #FBF2EB، #352A3B)؛ )

با یک گرادیان شعاعی، می توانید واقع بینانه ایجاد کنید فیگورهای سه بعدیمانند توپ، دکمه.

توپ

div (عرض: 200 پیکسل؛ ارتفاع: 200 پیکسل؛ شعاع حاشیه: 50 درصد؛ حاشیه: 0 خودکار؛ پس‌زمینه: گرادیان شعاعی (دایره در 65٪ 15٪، آبی، آبی تیره)؛ )

دکمه

.wrap ( ارتفاع: 200 پیکسل؛ بالشتک: 50 پیکسل 0؛ پس‌زمینه: #cccccc؛ ) .button (عرض: 100 پیکسل؛ ارتفاع: 100 پیکسل؛ حاشیه: 50%؛ حاشیه: 0 خودکار؛ پس‌زمینه: گرادیان شعاعی (دورترین سمت بیضی در بالا سمت چپ، سفید، #aaaaaa؛ box-shadow: 5px 10px 20px rgba(0,0,0,0.3)، -5px -10px 20px rgba(255,255,255,0.5)؛ )

تمبر پستی

با استفاده از رنگ شفاف در گرادیان ها می توانید چنین افکت هایی ایجاد کنید.

jpg">

کانتینر ( پس‌زمینه: #B7D1D8؛ بالشتک: 25 پیکسل؛ ) .wrap ( پس‌زمینه: گرادیان شعاعی (شفاف، شفاف 4 پیکسل، سفید 4 پیکسل، سفید)؛ بالشتک: 10 پیکسل؛ عرض: 300 پیکسل؛ ارتفاع: 220 پیکسل؛ اندازه پس‌زمینه: 20 پیکسل 20px؛ موقعیت پس‌زمینه: -10px -10px؛ /*الگوی اطراف لبه را برش دهید*/ حاشیه: 0 خودکار؛ ) img (عرض: 100%؛ )

3. تکرار گرادیان

علاوه بر گرادیان های خطی و شعاعی، یک گرادیان تکرار نیز وجود دارد که به ترتیب با استفاده از توابع ()repeating-linear-gradient و repeating-radial-gradient() مشخص می شود. پس‌زمینه‌ای از گرادیان‌های تکراری شلخته به نظر می‌رسد، بنابراین ایده خوبی است که رنگ بعدی را از جایی شروع کنید که رنگ قبلی متوقف شده است، بنابراین الگوهای راه راه ایجاد کنید.

Div ( ارتفاع: 200 پیکسل؛ پس‌زمینه: تکراری-خطی- گرادیان (45 درجه، #606dbc، #606dbc 10px، #465298 10px، #465298 20px؛ ) div (ارتفاع: 200px؛ پس‌زمینه: تکرارکننده-gradient(cir) B9ECFE، #B9ECFE 10px، #82DDFF 10px، #82DDFF 20px؛ )

4. گرادیان متقابل مرورگر

برای نمایش صحیح گرادیان ها در همه مرورگرها، باید یک ورودی بین مرورگر اضافه کنید.

گرادیان خطی

Ms-filter: "progid:DXImageTransform.Microsoft.gradient (GradientType=0, startColorstr=#1471da, endColorstr=#1C85FB)"; /* IE 8-9 */ پس زمینه: -webkit-linear-gradient(چپ، قرمز، #f06d06); /* Safari 5.1، iOS 5.0-6.1، Chrome 10-25، Android 4.0-4.3 */ پس زمینه: -moz-linear-gradient (چپ، قرمز، #f06d06); /* فایرفاکس 3.6-15 */ پس زمینه: -o-linear-gradient(چپ، قرمز، #f06d06); /* Opera 11.1-12 */ پس زمینه: خطی- گرادیان (به راست، قرمز، #f06d06)؛ /* Opera 15+، Chrome 25+، IE 10+، Firefox 16+، Safari 6.1+، iOS 7+، Android 4.4+ */

تکرار گرادیان خطی

زمینه: -webkit-repeating-linear-gradient (قرمز، زرد 10٪، سبز 20٪). /* Safari 5.1 - 6.0 */ پس زمینه: -o-repeating-linear-gradient(قرمز، زرد 10٪، سبز 20%)؛ /* Opera 11.1-12.0 */ پس زمینه: -moz-repeating-linear-gradient(قرمز، زرد 10٪، سبز 20%)؛ /* فایرفاکس 3.6-15 */ پس زمینه: تکرار-خطی- گرادیان (قرمز، زرد 10٪، سبز 20%)؛ /* نحو استاندارد */

گرادیان شعاعی

زمینه: -webkit-radial-gradient (قرمز، زرد، سبز). /* Safari 5.1-6.0 */ پس زمینه: -o-radial-gradient(قرمز، زرد، سبز); /* Opera 11.6-12.0 */ پس زمینه: -moz-radial-gradient(قرمز، زرد، سبز). /* Firefox 3.6-15 */ پس زمینه: radial-gradient (قرمز، زرد، سبز)؛ /* نحو استاندارد */ پس زمینه: -webkit-radial-gradient(60% 55%, farthest-side, قرمز, زرد, سیاه); /* Safari 5.1-6.0 */ پس‌زمینه: -o-radial-gradient(60% 55%, farthest-side، قرمز، زرد، سیاه). /* Opera 11.6-12.0 */ پس‌زمینه: -moz-radial-gradient(60% 55%, farthest-side، قرمز، زرد، سیاه). /* فایرفاکس 3.6-15 */ پس زمینه: گرادیان شعاعی (دورترین سمت در 60٪ 55٪، قرمز، زرد، سیاه)؛ /* نحو استاندارد */

تکرار گرادیان شعاعی

زمینه: -webkit-repeating-radial-gradient (قرمز، زرد 10٪، سبز 15٪). /* Safari 5.1-6.0 */ پس زمینه: -o-repeating-radial-gradient(قرمز، زرد 10٪، سبز 15%)؛ /* Opera 11.6-12.0 */ پس زمینه: -moz-repeating-radial-gradient(قرمز، زرد 10٪، سبز 15%)؛ /* فایرفاکس 3.6-15 */ پس زمینه: تکرار-شعاع- گرادیان (قرمز، زرد 10٪، سبز 15%)؛ /* نحو استاندارد */

5. گرادیان و ترکیب تصویر پس زمینه

با ترکیب یک گرادیان و یک تصویر، می توانید جلوه های جالبی ایجاد کنید. برای گرادیان، باید از رنگ های شفاف استفاده کنید تا تصویر قابل مشاهده باقی بماند.

div ( ارتفاع: 453 پیکسل؛ پس‌زمینه: گرادیان خطی (45 درجه، rgba (103، 0، 31، 0.8)، rgba (34، 101، 163، ..jpg)، اندازه پس‌زمینه: پوشش؛ )

با نگاهی به ایزوبارها در نقشه سینوپتیک، متوجه می شویم که در برخی مکان ها ایزوبارها ضخیم تر هستند، در برخی دیگر - کمتر. واضح است که در مکان های اول فشار اتمسفر در جهت افقی شدیدتر تغییر می کند ، در مکان دوم - ضعیف تر.

برای بیان دقیق چگونگی تغییر فشار اتمسفر در جهت افقی، می توانید از گرادیان باریک افقی یا گرادیان فشار افقی استفاده کنید. گرادیان فشار افقی تغییر فشار در واحد فاصله در صفحه افقی (به طور دقیق تر، در سطح تراز) است. در این حالت، فاصله در جهتی گرفته می شود که در آن فشار به شدت کاهش می یابد.

بنابراین، گرادیان باریک افقی برداری است که جهت آن با جهت نرمال به ایزوبار در جهت کاهش فشار منطبق است و مقدار عددی آن برابر است با مشتق فشار در امتداد این جهت (G = -dp/dl) .

مانند هر بردار، گرادیان باریک افقی را می توان به صورت گرافیکی با یک فلش نشان داد. در این حالت، یک فلش در امتداد نرمال به ایزوبار در جهت کاهش فشار هدایت می شود.

در جایی که ایزوبارها متراکم می شوند، تغییر فشار در واحد فاصله در امتداد نرمال تا ایزوبار بیشتر است. جایی که ایزوبارها از هم جدا می شوند، کوچکتر است.

در عمل، متوسط گرادیان باریک بر روی نقشه های سینوپتیک برای بخش خاصی از میدان باریک اندازه گیری می شود. یعنی فاصله بین دو ایزوبار مجاور را در یک ناحیه معین در امتداد یک خط مستقیم اندازه گیری می کنند. سپس اختلاف فشار بین ایزوبارها (معمولاً 5 مگابایت) با این فاصله تقسیم می شود که در واحدهای بزرگ - 100 کیلومتر بیان می شود. در شرایط جوی واقعی نزدیک به سطح زمین، شیب باریک افقی در حد چند میلی بار (معمولاً 1-3) در هر 100 کیلومتر است.

تغییر فشار با ارتفاع

فشار اتمسفر با ارتفاع کاهش می یابد. این به دو دلیل است. اولاً، هر چه بالاتر باشیم، ارتفاع ستون هوا در بالای ما کمتر می شود و بنابراین وزن کمتری به ما فشار می آورد. ثانیاً با قد، چگالی هوا کم می‌شود، کمیاب‌تر می‌شود، یعنی مولکول‌های گاز کمتری دارد و در نتیجه جرم و وزن کمتری دارد.

جو استاندارد بین المللی (مخفف ISA، eng. ISA) توزیع عمودی شرطی دما، فشار و چگالی هوا در جو زمین است. مبنای محاسبه پارامترهای ISA فرمول بارومتریک با پارامترهای تعریف شده در استاندارد است.

برای ISA، شرایط زیر پذیرفته می شود: فشار هوا در سطح متوسط دریا در دمای 15 درجه سانتیگراد 1013 مگابایت (101.3 کیلونیوتن بر متر مربع یا 760 میلی متر جیوه است)، دما به طور عمودی با افزایش ارتفاع به میزان 6.5 درجه سانتیگراد کاهش می یابد. کیلومتر تا سطح 11 کیلومتر (ارتفاع مشروط آغاز تروپوپوز)، که در آن دما برابر با -56.5 درجه سانتیگراد می شود و تقریباً تغییر نمی کند.

میدان باریک و باد

(به گفته S.P. Khromov)

میدان باریک

فصل دوم به فشار اتمسفر، واحدهایی که در آنها بیان می شود و چگونگی تغییر آن با ارتفاع می پردازد. در این فصل به توزیع افقی فشار و تغییرات آن در طول زمان می پردازیم که هر دو ارتباط نزدیکی با رژیم باد دارند.

توزیع فشار اتمسفر را میدان باریک می نامند. فشار اتمسفر یک کمیت اسکالر است: در هر نقطه از جو با یک مقدار عددی مشخص می شود که بر حسب میلی بار یا میلی متر جیوه بیان می شود. در نتیجه میدان باریک نیز یک میدان اسکالر است. مانند هر میدان اسکالر، می توان آن را به صورت بصری در فضا با سطوحی با مقادیر مساوی یک اسکالر معین، و در یک صفحه با خطوطی با مقادیر مساوی نشان داد. در مورد میدان باریک، اینها سطوح و ایزوباریک خواهند بود.

می توان تصور کرد که کل اتمسفر با خانواده ای از سطوح ایزوباریک که کره زمین را در بر گرفته است نفوذ کرده است. این سطوح با سطوح تراز در زوایای بسیار کوچک به ترتیب دقیقه قوسی تقاطع دارند. در تقاطع با هر سطح تراز، از جمله سطح دریا، سطوح ایزوباریک ایزوبارها را روی آن تشکیل می دهند.

سطح ایزوباریک با مقدار 1000 MBنزدیک سطح دریا می گذرد. سطح ایزوباریک 700 MBواقع در ارتفاعات نزدیک به 3 کیلومتر؛سطح ایزوباریک 500 MB -در ارتفاعات نزدیک به 5 کیلومترسطوح ایزوباریک 300 و 200 MBبه ترتیب در ارتفاعات حدود 9 و حدود 12 قرار دارد کیلومتر،یعنی نزدیک تروپاپوز؛ سطح 100 MB -حدود 16 کیلومتر

در تقاطع با سطوح تراز، هر سطح همبار در نقاط مختلف خود در هر لحظه در ارتفاعات مختلف از سطح دریا قرار دارد.

به عنوان مثال، سطح ایزوباریک 500 MBمی تواند بالای یک قسمت از اروپا قرار گیرد، سپس در ارتفاع حدود 6000 قرار دارد متر،و در قسمت دیگری از اروپا - در ارتفاع حدود 5000 متراولاً به این واقعیت بستگی دارد که در سطح دریا فشار در هر لحظه در مکان های مختلف متفاوت است. ثانیاً از آنجایی که میانگین دمای ستون اتمسفر در نقاط مختلف نیز متفاوت است. و از فصل 2 می دانیم که هر چه دمای هوا کمتر باشد، فشار با ارتفاع سریعتر کاهش می یابد. حتی اگر فشار در همه جا در سطح دریا یکسان باشد، سطوح هم‌باری پوشاننده در قسمت‌های سرد جو پایین می‌آیند و برعکس، در قسمت‌های گرم بالا می‌روند.

نقشه های توپوگرافی باریک

توزیع فضایی فشار اتمسفر به طور مداوم در طول زمان تغییر می کند. این بدان معناست که آرایش سطوح ایزوباریک در جو دائما در حال تغییر است. به منظور پیگیری تغییرات در باریک، و همچنین در زمینه حرارتی، در تمرین خدمات هواشناسی، نقشه های توپوگرافی سطوح ایزوباریک - نقشه های توپوگرافی باریک - روزانه از مشاهدات هواشناسی تهیه می شود.

نقشه توپوگرافی باریک مطلق، ارتفاع یک سطح هم‌باریک معین را از سطح دریا در ایستگاه‌های مختلف در یک نقطه زمانی مشخص ترسیم می‌کند، به عنوان مثال، سطوح 500 MBدر ساعت 6 صبح روز 1 ژانویه 1967. نقاط با ارتفاع مساوی با خطوطی با ارتفاع مساوی - ایزوهیپس (ایزوهیپس مطلق) به هم متصل می شوند. با استفاده از ایزوهیپس ها، می توان توزیع فشار را در لایه هایی از اتمسفر که در آن سطح ایزوباریک معین قرار دارد، قضاوت کرد.

همیشه در اتمسفر مناطقی وجود دارد که فشار در آنها نسبت به مناطق اطراف کم یا زیاد می شود. در واقع، کل اتمسفر از چنین مناطقی با فشار زیاد یا کم تشکیل شده است که مکان آنها دائماً تغییر می کند. در همان زمان، در مناطق کم فشار - سیکلون یا فرورفتگی - فشار در هر سطح در مرکز منطقه کمترین است و به سمت حاشیه افزایش می یابد. علاوه بر این، فشار همیشه با ارتفاع کاهش می یابد. بنابراین، سطوح هم‌بار در سیکلون به شکل قیف خم می‌شوند و از حاشیه به مرکز کاهش می‌یابند (شکل 54). در نتیجه، در نقشه توپوگرافی مطلق در مرکز سیکلون، ایزوهیپس هایی با مقادیر ارتفاع کمتر و در حاشیه، ایزوهیپس هایی با مقادیر بالاتر وجود خواهند داشت (شکل 55). در ناحیه فشار بالا - آنتی سیکلون، برعکس، در هر سطح در مرکز بیشترین فشار وجود خواهد داشت. بنابراین، سطوح هم‌باریک در پاد سیکلون شکل گنبدی خواهند داشت و در نقشه توپوگرافی باریک مطلق در مرکز پاد سیکلون، ایزوهیپس‌ها را با بالاترین مقادیر پیدا خواهیم کرد (به همین شکل‌ها مراجعه کنید).

برنج. 54. سطوح ایزوباریک در سیکلون (H) و در پاد سیکلون (B) در مقطع عمودی.

آنها همچنین نقشه هایی از توپوگرافی نسبی باریک تهیه می کنند. در چنین نقشه‌ای، ارتفاعات یک سطح هم‌باریک مشخص ترسیم می‌شود، اما نه از سطح دریا (مانند نقشه‌های توپوگرافی باریک مطلق)، بلکه از سطح دیگری که در زیر سطح هم‌باریک قرار دارد، اندازه‌گیری می‌شود. به عنوان مثال، می توانید ارتفاع یک سطح را 500 نقشه برداری کنید MBبالای سطح 1000 MBو غیره.

برنج. 55. سیکلون (H) و آنتی سیکلون (B) بر روی نقشه توپوگرافی مطلق سطح ایزوباریک 500 MB.

اعداد ارتفاع در ده ها متر هستند. در یک طوفان، سطح ایزوباریک به سطح دریا نزدیکتر از یک آنتی سیکلون است.

چنین ارتفاعاتی را نسبی می نامند و ایزوهیپس هایی که در امتداد آنها کشیده می شوند ایزوهیپس نسبی نامیده می شوند.ارتفاع نسبی یک سطح همبار بالای سطح دیگر به میانگین دمای هوا بین این دو سطح بستگی دارد (شکل 56). از فصل 2 می دانیم که گام باریک به دما بستگی دارد. اما گام باریک، یعنی فاصله بین دو سطح با فشار متفاوت، در اصل، ارتفاع نسبی یک سطح ایزوباریک بالاتر از سطح دیگر است.

برنج. 56. سطوح ایزوباریک در نواحی گرما (T) و سرد (X) در مقطع عمودی. در ناحیه گرما از هم جدا می شوند، در ناحیه سرما به هم می رسند.

از این نتیجه می توان از توزیع روی نقشه ارتفاعات نسبی برای قضاوت در مورد توزیع میانگین دما در لایه هوا بین دو سطح همسان استفاده کرد.

برنج. 57. نواحی گرما (T) و سرما (X) روی نقشه توپوگرافی نسبی سطح ایزوباریک 500 MBبالای سطح 1000 MB.

در مناطق گرما ضخامت لایه اتمسفر بین دو سطح افزایش می یابد و در مناطق سرد کاهش می یابد.

هر چه ارتفاع نسبی بیشتر باشد دمای لایه بالاتر می رود. بنابراین، نقشه های توپوگرافی نسبی توزیع دما در جو را نشان می دهد (شکل 57). گاهی اوقات گفته می شود که نقشه های توپوگرافی مطلق و نسبی با هم نشان دهنده میدان ترموباریک جو هستند.

در سرویس هواشناسی، نقشه های توپوگرافی مطلق معمولاً برای سطوح همسان 1000، 850، 700، 500، 300، 200، 100، 50، 25 تدوین می شود. MB،و نقشه های توپوگرافی نسبی - برای سطح 500 روی 1000 MB.نقشه های توپوگرافی باریک نیز با استفاده از داده های متوسط در فواصل زمانی از چند روز تا یک ماه گردآوری می شوند. برای اهداف اقلیمی، نقشه های توپوگرافی باریک که از میانگین های بلندمدت تهیه شده اند استفاده می شود.

نقشه‌های توپوگرافی باریک، به بیان دقیق، ارتفاع سطوح هم‌بار را ترسیم نمی‌کنند، بلکه پتانسیل‌های جغرافیایی آن‌ها را ترسیم می‌کنند. ژئوپتانسیل (مطلق) انرژی پتانسیل یک واحد جرم در میدان گرانش است. به عبارت دیگر، ژئوپتانسیل یک سطح هم‌بار در هر یک از نقاط آن، کاری است که باید در برابر گرانش صرف شود تا یک واحد جرم از سطح دریا به یک نقطه معین افزایش یابد. طبق تعریف، ژئوپتانسیل در هر نقطه از جو برابر است با Ф = gz، جایی که zارتفاع نقطه از سطح دریا است و g-شتاب گرانش بنابراین، در هر نقطه از سطح هم‌بار در عرض جغرافیایی معین برای مقدار معین گرانش، ژئوپتانسیل مشخصی متناسب با ارتفاع این نقطه از سطح دریا وجود دارد. بنابراین استفاده از ژئوپتانسیل به جای ارتفاع کاملاً امکان پذیر بوده و دارای مزایای نظری و فنی خاصی است. در این مورد، ژئوپتانسیل در چنین واحدهایی (مترهای ژئوپتانسیل) بیان می شود که در آن از نظر عددی به ارتفاع بیان شده در متر نزدیک است (و دقیقاً برابر آن در سطح دریا در عرض جغرافیایی 45 درجه). در این راستا به ژئوپتانسیل ارتفاع دینامیک یا ژئوپتانسیل نیز گفته می شود.

ژئوپتانسیل نسبی به ترتیب برابر است با اختلاف بین ژئوپتانسیل مطلق دو نقطه واقع در یک عمود.

ایزوبارها

نقشه‌های توپوگرافی باریک مطلق برای چندین سطح هم‌بار در مجموع آنها به وضوح میدان باریک جو را در لایه‌هایی که این سطوح هم‌باریک در آن قرار دارند نشان می‌دهد. اما، علاوه بر این، برای مدت طولانی مرسوم بوده است که میدان باریک را در سطح دریا با استفاده از خطوطی با فشار یکسان - ایزوبارها، نقاطی با ایزوبارهای فشار یکسان به تصویر بکشند. هر ایزوبار اثری از تقاطع برخی از سطح ایزوباریک با سطح دریا است. در نقشه ای که یک منطقه جغرافیایی خاص را پوشش می دهد، می توان یک خانواده کامل از ایزوبارها را برای هر لحظه از زمان ترسیم کرد (شکل 58). آنها معمولاً به گونه ای انجام می شوند که هر ایزوبار از نظر فشار با ایزوبارهای همسایه 5 تفاوت دارد. MB.بنابراین، ایزوبارها می توانند برای مثال مقادیر 990، 995، 1000، 1005، 1010 داشته باشند. MBو غیره البته می توان ایزوبارها را از طریق تعدادی میلی بار دیگر مثلاً از 10 ترسیم کرد. MB، 2MB.

برنج. 58. ایزوبارها در سطح دریا (به میلی بار).

H - سیکلون، B - آنتی سیکلون.

ایزوبارها را می توان نه تنها برای سطح دریا، بلکه برای هر سطح بالاتر نیز ساخت. با این حال، سرویس آب و هوا نقشه های ایزوبار را برای جو آزاد جمع آوری نمی کند، بلکه نقشه های توپوگرافی باریک که در بالا توضیح داده شد.

نقشه ایزوبار همچنین مناطقی را که قبلاً از فشار کم و بالا ذکر شد - طوفان ها و پادسیکلون ها نشان می دهد. در یک سیکلون، کمترین (حداقل) فشار در مرکز مشاهده می شود. در مقابل، بیشترین فشار در آنتی سیکلون در مرکز مشاهده می شود. نقشه های ایزوبار سطح دریا مانند نقشه های توپوگرافی باریک حرکت ثابت این مناطق و تغییر شدت آنها و در نتیجه تغییر مداوم میدان باریک را نشان می دهد. در عمل سرویس هواشناسی از نقشه های ایزوبار جداگانه استفاده نمی شود. نقشه های سینوپتیکی جامعی تدوین شده است که بر اساس مشاهدات زمینی، علاوه بر فشار در سطح دریا، سایر عناصر هواشناسی نیز ترسیم شده است. در این نقشه ها ایزوبارها ترسیم شده است.

در اقلیم شناسی، نقشه های ایزوبار برای سطح دریا استفاده می شود که از میانگین های بلندمدت گردآوری شده است.

شیب باریک افقی

بنابراین، گرادیان باریک افقی برداری است که جهت آن در جهت کاهش فشار با جهت نرمال به ایزوبار منطبق است و مقدار عددی آن برابر با مشتق فشار در این جهت است. بیایید این بردار را با نماد - С نشان دهیم آرو مقدار عددی آن -dp/dnجایی که پجهت نرمال به ایزوبار است.

برنج. 59. ایزوبارها و شیب باریک افقی. فلش ها شیب باریک افقی را در سه نقطه در میدان باریک نشان می دهند.

برنج. 60. سطوح ایزوباریک در مقطع عمودی و جهت شیب باریک افقی. دو خط - سطح سطح

گرادیان باریک افقی جزء افقی شیب باریک کل است. دومی توسط یک بردار فضایی نشان داده می شود که در هر نقطه از سطح همبار در امتداد نرمال به این سطح به سمت سطح با مقدار فشار کمتر هدایت می شود. مقدار عددی این بردار است -dp/dn; اما اینجا n- جهت سطح نرمال به سطح ایزوباریک. شیب باریک کل را می توان به اجزای عمودی و افقی یا به شیب عمودی و افقی تجزیه کرد. همچنین می توانید آن را به سه جزء در امتداد محورهای مختصات مستطیلی X، Y، Z تجزیه کنید. فشار با ارتفاع بسیار شدیدتر از جهت افقی تغییر می کند. بنابراین، گرادیان باریک عمودی ده ها هزار بار بیشتر از شیب افقی است. همانطور که از معادله اصلی استاتیک جوی به شرح زیر است، توسط نیروی گرانش که مخالف آن است، متعادل یا تقریباً متعادل می شود. گرادیان باریک عمودی بر حرکت افقی هوا تأثیر نمی گذارد. بعداً در این فصل، ما فقط در مورد شیب باریک افقی صحبت خواهیم کرد و به سادگی آن را گرادیان باریک می نامیم.

در عمل، متوسط گرادیان باریک بر روی نقشه های سینوپتیک برای بخش خاصی از میدان باریک اندازه گیری می شود. یعنی فاصله ∆ را اندازه گیری می کنند nبین دو ایزوبار مجاور در یک ناحیه معین در امتداد یک خط مستقیم که کاملاً به نرمال هر دو ایزوبار نزدیک است. سپس اختلاف فشار بین ایزوبارهای ∆ پ(معمولاً 5 است MB)تقسیم بر این فاصله، در واحدهای بزرگ - درجات نصف النهار (111 کیلومتر).متوسط گرادیان باریک با نسبت تفاوت های محدود - Δ نشان داده می شود پ/∆n مگابایت/درجهبه جای درجه نصف النهار، در حال حاضر گرفتن 100 رایج تر است کیلومترگرادیان باریک در جو آزاد را می توان از فاصله بین ایزوهیپس ها در نقشه های توپوگرافی باریک تعیین کرد. در شرایط جوی واقعی نزدیک سطح زمین، شیب باریک افقی در حد چند میلی بار (معمولاً 1-3) در هر درجه نصف النهار است.

اختلاف فشار اتمسفر بین دو ناحیه هم در سطح زمین و هم در بالای آن باعث حرکت افقی توده های هوا - باد - می شود. از سوی دیگر، گرانش و اصطکاک در سطح زمین، توده های هوا را در جای خود نگه می دارد. بنابراین، باد تنها با افت فشاری رخ می دهد که به اندازه کافی بزرگ باشد که بر مقاومت هوا غلبه کند و باعث حرکت آن شود. بدیهی است که اختلاف فشار باید مربوط به واحد فاصله باشد. به عنوان واحد فاصله، 10 نصف النهار یعنی 111 کیلومتر را می گرفتند. در حال حاضر، برای سادگی محاسبات، ما موافقت کردیم که 100 کیلومتر را طی کنیم.

گرادیان باریک افقی افت فشار 1 مگابایت در مسافت 100 کیلومتر در امتداد نرمال تا ایزوبار در جهت کاهش فشار است.

سرعت باد همیشه متناسب با شیب است: هر چه هوای اضافی در یک منطقه نسبت به منطقه دیگر بیشتر باشد، خروجی آن قوی تر است. در نقشه‌ها، بزرگی گرادیان با فواصل بین ایزوبارها بیان می‌شود: هر چه یکی به دیگری نزدیک‌تر باشد، شیب بیشتر و باد قوی‌تر می‌شود.

علاوه بر شیب باریک، چرخش زمین یا نیروی کوریولیس، نیروی گریز از مرکز و اصطکاک بر باد تأثیر می‌گذارد.

چرخش زمین (نیروی کوریولیس) باد را در نیمکره شمالی به سمت راست (در نیمکره جنوبی به چپ) از جهت گرادیان منحرف می کند. باد محاسبه شده نظری، که تنها تحت تأثیر نیروهای گرادیان و کوریولیس قرار می گیرد، ژئوستروفیک نامیده می شود. به صورت مماس بر ایزوبارها می وزد.

هر چه باد قوی تر باشد، انحراف آن به دلیل چرخش زمین بیشتر می شود. با افزایش عرض جغرافیایی افزایش می یابد. در روی خشکی، زاویه بین جهت شیب و باد به 45-50 0 و روی دریا - 70-80 0 می رسد. مقدار متوسط آن 60 0 است.

نیروی گریز از مرکز بر روی باد در سیستم های باریک بسته - سیکلون ها و آنتی سیکلون ها عمل می کند. در امتداد شعاع انحنای مسیر به سمت تحدب آن هدایت می شود.

نیروی اصطکاک هوا روی سطح زمین همیشه سرعت باد را کاهش می دهد. سرعت باد با مقدار اصطکاک نسبت معکوس دارد. با همان شیب فشار بر روی دریا، دشت‌های استپی و بیابانی، باد شدیدتر از مناطق ناهموار تپه‌ای و جنگلی و حتی بیشتر از آن کوهستانی است. اصطکاک بر لایه پایینی تقریباً 1000 متری که لایه اصطکاک نامیده می شود تأثیر می گذارد. در بالا، بادها ژئوستروفیک هستند.

جهت وزش باد با سمت افقی که از آن می وزد تعیین می شود. برای تعیین آن، معمولاً یک بادگیر 16 پرتو گرفته می شود: C، NW، NW، WNW، W، WSW، SW، SSW، S، SSE، SE، ESE، B، NE، NE، NNE.

گاهی اوقات زاویه (Rhumb) بین جهت باد و نصف النهار محاسبه می شود، با شمال (N) 0 0 یا 360 0، شرق (E) - برای 90 0، جنوب (S) - 180 0، غرب ( W) - 270 0.

8.25 علل و اهمیت ناهمگنی میدان باریک زمین

برای پوشش جغرافیایی، این ماکزیمم و حداقل فشار نیست که مهم است، بلکه جهت آن جریان های هوای عمودی است که آنها را ایجاد می کند.

اندازه فشار اتمسفر جهت حرکات عمودی هوا - صعودی یا نزولی را نشان می دهد و آنها یا شرایطی را برای تراکم رطوبت و بارش ایجاد می کنند یا این فرآیندها را حذف می کنند. دو نوع اصلی رابطه بین رطوبت هوا و دینامیک آن وجود دارد: سیکلون با جریان های صعودی و آنتی سیکلون با جریان های نزولی.

در جریان های صعودی، هوا به صورت آدیاباتیک سرد می شود، رطوبت نسبی آن افزایش می یابد، بخار آب متراکم می شود، ابرها تشکیل می شوند و بارندگی کاهش می یابد. در نتیجه، آب و هوای بارانی و آب و هوای مرطوب از ویژگی های حداقل باریک است. تراکم به تدریج و در تمام ارتفاعات رخ می دهد. در این حالت، گرمای نهان تبخیر آزاد می‌شود که باعث افزایش بیشتر هوا، سرد شدن آن و متراکم شدن بخش‌های جدیدی از رطوبت می‌شود که مستلزم انتشار بخش‌های جدیدی از گرمای نهان است. در همان زمان، چهار فرآیند به هم پیوسته در حال انجام است: 1) افزایش هوا، 2) خنک شدن هوا، 3) تراکم بخار و 4) انتشار گرمای نهان تبخیر. علت اصلی همه این فرآیندها گرمای خورشیدی است که برای تبخیر آب صرف می شود.

در توده های هوای نزولی، گرمایش آدیاباتیک و کاهش رطوبت هوا رخ می دهد. ابر و بارش نمی تواند تشکیل شود. در نتیجه، ماکزیمم باریک یا آنتی سیکلون ها با آب و هوای بدون ابر، صاف و خشک و آب و هوای خشک مشخص می شوند. از سطح اقیانوس ها در مزارع فشار بالاتبخیر قابل توجهی وجود دارد که شدت آن توسط یک آسمان بدون ابر مورد علاقه است. رطوبت از اینجا به مکان های دیگر منتقل می شود، زیرا هوای نزولی ناگزیر باید به طرفین حرکت کند. از ارتفاعات گرمسیری به شکل باد تجاری به سمت استوا می رود.

فرآیندهای جذب گرمای خورشیدی توسط جو، دینامیک توده های هوا و گردش رطوبت به طور متقابل مرتبط و شرطی شده اند.

گردش جو و ناهمگنی میدان باریک به دو دلیل نابرابر ایجاد می شود. اولین و اصلی ناهمگونی میدان حرارتی زمین، تفاوت حرارتی بین عرض های جغرافیایی استوایی و قطبی است. در واقع، یک بخاری در استوا، و یخچال در قطب ها وجود دارد. آنها یک موتور حرارتی درجه یک ایجاد می کنند.

به دلایل حرارتی، یک گردش نسبتاً ساده هوا در یک سیاره غیر چرخنده ایجاد می شود. در استوا، هوای گرم شده بالا می‌آید، جریان‌های افزایش‌یافته در نزدیکی سطح زمین کمربند کم‌فشاری به نام حداقل باریک استوایی را تشکیل می‌دهند. در تروپوسفر فوقانی، سطوح ایزوباریک بالا می روند و هوا به سمت قطب ها جریان می یابد.

در عرض های جغرافیایی قطبی، هوای سرد پایین می آید، مناطقی با فشار بالا در نزدیکی سطح زمین تشکیل می شود و هوا به استوا باز می گردد.

تفاوت حرارتی بین عرض های جغرافیایی باعث انتقال توده های هوا در طول نصف النهارها یا همانطور که در اقلیم شناسی می گویند جزء نصف النهار گردش جوی است.

بنابراین، جوهر موتور حرارتی که باعث گردش جو می شود در این واقعیت نهفته است که بخشی از انرژی تابش خورشید به انرژی حرکات جوی تبدیل می شود. متناسب با اختلاف دما بین استوا و قطب است.

دلیل دوم برای گردش اتمسفر پویا است. در چرخش سیاره نهفته است. گردش هوا به طور مستقیم بین عرض های جغرافیایی استوایی و قطبی غیرممکن است، زیرا کل کره ای که هوا در آن حرکت می کند می چرخد. جریان هوای افقی هم در تروپوسفر فوقانی و هم در نزدیکی سطح زمین، تحت تأثیر چرخش زمین، مطمئناً در نیمکره شمالی به سمت راست و در نیمکره جنوبی به چپ منحرف خواهد شد. اینگونه است که جزء ناحیه ای گردش جو بوجود می آید که از غرب به شرق هدایت می شود و حمل و نقل غرب به شرق (غرب) توده های هوا را تشکیل می دهد. در یک سیاره در حال چرخش، حمل و نقل غرب به شرق به عنوان نوع اصلی گردش جو عمل می کند.

آشفتگی های فصلی میدان حرارتی زمین به دلیل تفاوت در گرمایش اقیانوس ها و قاره ها باعث نوسانات فشار اتمسفر بر روی آنها می شود. در زمستان در اوراسیا و آمریکای شمالی سردتر از اقیانوس ها در همان عرض های جغرافیایی است. سطوح هم‌بار روی استوای اقیانوس‌ها بالاتر از سطح زمین است. هوای بالا از اقیانوس ها به سمت قاره ها جریان دارد. جرم کل ستون هوا بر فراز قاره ها در حال افزایش است. حداکثر باریک زمستانی در اینجا شکل می گیرد - حداکثر سیبری با فشار تا 1040 مگابایت و حداکثر تا حدودی کوچکتر آمریکای شمالی با فشار تا 1022 مگابایت. در اقیانوس ها، جرم ستون هوا کاهش می یابد و فرورفتگی ها شکل می گیرد. اینگونه است که یک موتور حرارتی درجه دوم ایجاد می شود.

در تابستان، تضادهای حرارتی بین خشکی و دریا کاهش می‌یابد، به نظر می‌رسد حداقل و ماکزیمم حل می‌شود، فشار برابر می‌شود یا برعکس زمستان تغییر می‌کند. برای مثال در سیبری به 1006 مگابایت کاهش می یابد.

نوسانات فصلی فشار اتمسفر بر روی خشکی و دریا عامل به اصطلاح موسمی را ایجاد می کند.

در قاره‌های جنوبی، در ماه ژانویه (برای آنها تابستان)، حداقل باریک تشکیل می‌شود که توسط ایزوبارهای بسته مشخص می‌شود.

گرمای متناوب نیمه سالانه نیمکره شمالی و جنوبی باعث تغییر کل میدان باریک زمین به سمت نیمکره تابستانی می شود - در نیمه ژانویه سال شمالی و در ژوئیه در قسمت جنوبی.

حداقل استوایی در نیمه ژانویه سال در جنوب استوا قرار دارد، در ماه ژوئیه به شمال منتقل می شود و به شمال استوایی در جنوب آسیا می رسد. حداقل ایران تارا (آسیای جنوبی) بر فراز ایران و کویر ثار ایجاد شده است. فشار در آن به 994 مگابایت کاهش می یابد.