движение воздуха в горизонтальном направлении что это
Вертикальные и горизонтальные движения воздуха. Ветры
Вертикальное (конвекция). Горизонтальное (адвекция )
Изменение погоды происходит из-за адвективных изменений.
На экваторе образуется глобальная зона низкого давления из-за того, что воздух поднялся и уменьшился.
При ветре воздух движется не равномерно, а толчками, порывами, особенно у поверхности Земли.
Различают 4 основных типа воздушных масс:
Каждый из этих четырех типов формируется над пространством суши и моря.
Арктический (антарктический) воздух формируется над ледяной поверхностью полярных широт; характеризуется низкими температурами, малым содержанием влаги, при этом морской арктический воздух более влажен, чем континентальный.
Умеренные воздушные массы формируются в умеренных широтах. Континентальные умеренные воздушные массы зимой сильно охлаждены. Они отличаются небольшим содержанием влаги. С вторжением континентальных воздушных масс устанавливается ясная морозная погода. Летом континентальный воздух сух и сильно нагрет. Морские воздушные массы умеренных широт влажные, умеренной температуры; зимой приносят оттепели, летом — пасмурную погоду и похолодание.
Тропические воздушные массы круглый год формируются в тропиках. Обычно морская их разновидность отличается высокой влажностью и температурой, а континентальная — запыленностью, сухостью и еще более высокой температурой.
Экваториальные воздушные массы образуются в экваториальной зоне. Движение Земли вокруг своей оси способствует перемещению воздушных масс то в Северное полушарие, то в Южное. Эти воздушные массы характеризуются высокой температурой и большой влажностью.
Ветер— поток воздух а в горизонтальном направлении. Ветер возникает и поддерживается при наличии разницы в давлении воздуха. Направление определяется в румбах или градусах и обозначается наименованием той части горизонта, откуда он дует.
Муссоны-сезонные ветра, дуют с океана на материк в зависимости от сезона. (Зимой-с суши на море, летом-с моря на сушу)
Пассаты-постоянные ветра, дующие от тропиков к экватору.
Бриз— тёплый ветер, дующий с берега на море ночью и с моря на берег днём; в первом случае называется береговым бризом, а во втором— морским.
Бора— холодный резкий ветер, дующий с гор на побережье или долину.
Фён— сильный тёплый и сухой ветер, дующий с гор на побережье или долину.
Баргузин — могучий байкальский ветер, дует главным образом в центральной части озера из Баргузинской долины поперёк и вдоль Байкала. Обычно предваряет устойчивую солнечную погоду
Мистраль-На средиземноморском побережье Франции холодный северо-западный ветер.
Сирокко — жаркий, сухой, пыльный южный и юго-восточный ветер из пустынь Северной Африки и Аравийского полуострова, возникающий в передней части циклона.
Хамсин (араб. буквально пятьдесят) — сухой, изнуряюще жаркий ветер южных направлений на северо-востоке Африки и в странах Ближнего Востока. Возникает в передних частях циклонов, перемещающихся из пустынь Северной Африки, поэтому хамсин насыщен песком и пылью, что снижает видимость.
Движение воздуха в горизонтальном направлении называется ветром. Причиной возникновения ветра является неравномерное распределение давления воздуха на поверхность Земли, которое вызвано неравномерным распределением температуры. При этом воздушный поток движется от мест с большим давлением в сторону, где давление меньше.
СТОКОВЫЕ ВЕТРЫ — движение переохлажденного, а значит, утяжеленного воздуха под действием силы тяжести с возвышенностей в понижения, в том числе с поверхности ледниковых покровов (Антарктида, Гренландия) к более теплым океанам.(боры, ледниковые ветры)
Вертикальные и горизонтальные движения воздуха. Ветры.
Билет№10
Понятие воздушной массы.
Воздушной массой называется большой объём воздуха, имеющий горизонтальные размеры несколько сотен или тысячи километров и вертикальные размеры – порядка 5 км, характеризующийся примерной однородностью температуры и влажности и перемещающийся как единая система в одном из течений общей циркуляции атмосферы.
Однородность свойств воздушной массы достигается формированием её над однородной подстилающей поверхностью и в сходных радиационных условиях. Кроме того, необходимы такие циркуляционные условия, при которых воздушная масса длительно задерживалась бы в районе формирования. В качестве наиболее характерного признака той или иной воздушной массы принимается псевдопотенциальная температура воздуха, отражающая и действительную температуру воздуха и его влажность.
Псевдопотенциальная температура воздуха – температура, которую бы принял воздух при адиабатическом процессе, если бы сначала весь содержащийся в нём водяной пар сконденсировался при неограниченно падающем давлении и выпал из воздуха и выделившаяся скрытая теплота пошла бы на нагревание воздуха, а затем воздух был бы приведён под стандартное давление.
Поскольку более тёплая воздушная масса обычно бывает и более влажной, то разность псевдопотенциальных температур двух соседних воздушных масс бывает значительно большей, чем разность их действительных температур. Вместе с тем, псевдопотенциальная температура медленно изменяется с высотой в пределах данной воздушной массы. Это свойство помогает определять напластование воздушных масс одной над другой в тропосфере.
Масштабы воздушных масс
Линейная протяженность воздушных масс в горизонтальном направлении измеряется тысячами километров. По вертикали воздушные массы простираются вверх на несколько километров тропосферы, иногда до её верхней границы. При местных циркуляциях, таких, например, как бризы, горно-долинные ветры, фены, воздух в циркуляционном потоке также более или менее обособлен по свойствам и движению от окружающей атмосферы. Однако в этом случае говорить о воздушных массах нельзя, поскольку масштаб явлений здесь будет иной. Например, полоса, охваченная бризом, может иметь ширину всего 1-2 десятка километров, и потому не получит достаточного отражения на синоптической карте. Вертикальная мощность бризового течения также равна нескольким сотням метров. Переходные зоны между воздушными массами, обладающими различными свойствами, называются фронтальными поверхностями
Очаги формирования воздушных масс
Воздушная масса приобретает чёткие характеристики в очаге формирования.
Очаг формирования воздушных масс должен отвечать
• Однородность подстилающей поверхности воды или суши, чтобы воздух в очаге подвергался достаточно сходным воздействиям.
• Однородность радиационных условий.
• Циркуляционные условия, способствующие стационированию воздуха в данном районе.
Классификация воздушных масс
Тёплой (холодной) называют воздушную массу, которая теплее (холоднее) окружающей её среды и в данном районе постепенно охлаждается (нагревается), стремясь приблизиться к тепловому равновесию. Под окружающей средой здесь понимается характер подстилающей поверхности, её тепловое состояние, а также соседние воздушные массы.
Местной (нейтральной) воздушной массой называют массу, находящуюся в тепловом равновесии со своей средой, то есть день за днем сохраняющую свои свойства без существенных изменений (Тмакс день ото дня изменяется не более чем на 1…2°). Таким образом, трансформирующаяся воздушная масса может быть и тёплой, и холодной, а по завершении трансформации она становится местной.
Тёплая устойчивая воздушная масса над материками наблюдается, как правило, в холодную половину года, и поступает в данный регион в тёплых секторах циклонов и примыкающих к ним северных окраинах антициклонов. В отдельных случаях вертикальная мощность слоистых облаков возрастает настолько, что они превращаются в слоисто-дождевые и начинают давать обложные осадки. Вертикальное распределение температуры воздуха представлено слоями инверсии и изотермии, либо малых температурных градиентов до высоты 3-4 км.
Холодная устойчивая воздушная масса наблюдается над материками, в основном, зимой. Основной тип — морозная безоблачная погода, иногда с радиационными туманами.
Неустойчивой (НВМ) называется воздушная масса, в основной толще которой преобладает влажнонеустойчивая стратификация, что при достаточной влажности приводит к формированию конвективных облаков
Тёплая неустойчивая воздушная масса над материками наблюдается летом, вблизи побережий морей может наблюдаться и зимой. Тёплая воздушная масса может быть неустойчивой в тёплых секторах циклонов и на западной периферии антициклонов: наблюдается кучевая облачность, иногда кучево-дождевая с ливневыми осадками и грозами, порой с радиационными туманами (преимущественно после выпадения дождя и ночного прояснения). Вертикальный температурный градиент в значительном слое атмосферы больше влажноадиабатического.
Холодная неустойчивая воздушная масса наблюдается в тыловых частях циклонов за холодными фронтами и частично в примыкающих к ним окраинам антициклонов: наблюдается кучевая, кучево-дождевая облачность, ливневые осадки, часто многократно повторяющиеся, иногда днем грозы. Суточный ход метеорологических элементов велик. Холодная неустойчивая воздушная масса особенно характерно проявляется весной — «апрельская погода», когда в северной зоне умеренных широт ещё лежит снег, а в южной зоне почва уже заметно прогрелась.
Атмосфе́рный фронт тропосферные — переходная зона в тропосфере между смежными воздушными массами с разными физическими свойствами.
Атмосферный фронт возникает при сближении и встрече масс холодного и тёплого воздуха в нижних слоях атмосферы или во всей тропосфере, охватывая слой мощностью до нескольких километров, с образованием между ними наклонной поверхности раздела.
Основными атмосферными фронтами являются:
Если бы воздушные массы были неподвижны, поверхность атмосферного фронта была бы горизонтальной, с холодным воздухом внизу и тёплым над ним, но поскольку обе массы движутся, она располагается наклонно к земной поверхности, причём холодный воздух лежит в виде очень пологого клина под тёплым.
Зона атмосферного фронта очень узка по сравнению с разделяемыми ею воздушными массами, поэтому для целей теоретического исследования её приближённо рассматривают как поверхность раздела двух воздушных масс разной температуры и называемой фронтальной поверхностью. По этой причине на синоптических картах фронты изображают в виде линии (линия фронта). В пересечении с земной поверхностью зона фронты имеет ширину порядка десятков километров, горизонтальные же размеры самих воздушных масс — порядка тысяч километров.
В горизонтальном направлении протяжённость фронтов, как и воздушных масс, имеет тысячи километров, по вертикали — около 5 км, ширина фронтальной зоны у поверхности Земли — порядка сотни километров, на высотах — несколько сотен километров. Фронтальные зоны характеризуются значительными изменениями температуры воздуха и влажности, направлений ветра вдоль горизонтальной поверхности, как на уровне Земли, так и выше.
Горизонтальные и вертикальные перемещения воздуха
Основная причина изменений атмосферного давления лежит в неравномерном нагревании земной поверхности и в обусловленном этим неравномерным нагреванием движении воздуха.
Таким образом, связь между перемещением воздуха и атмосферным давлением двусторонняя: без разности давлений не было бы движения воздуха, но без движения воздуха не было бы и разности давлений. Поясним это следующим образом.
Представим себе два одинаковых по высоте и по площади сечения столба жидкости и допустим, что плотность жидкости равна единице, площадь поперечного сечения столба — одной квадратной единице площади, а высота столба — четырём линейным единицам. Тогда объём каждого столба будет четыре объёмные единицы, а вес — четыре весовые единицы. При условии, что жидкость в обоих столбах имеет одинаковую температуру, давление её на плоскость АВ в обоих столбах будет одинаковым, а именно четыре весовые единицы, равно как и на уровнях А1В1, А2В2, А3В3 и А4В4, отстоящих от плоскости АВ на одну, две, три и четыре линейные единицы: на высоте А1В1 давление будет равно трём весовым единицам, на высоте А2В2 двум, на уровне А3В3 одной единице и на уровне А4В4 нулю. Поверхность, на которой все точки испытывают одинаковое давление, называется изобарической. В нашем случае изобарические поверхности, проведённые на любой высоте в обоих столбах жидкости, будут параллельны друг другу и плоскости АВ.
Допустим далее, что температура левого столба стала большей и высота его (при неизменном поперечном сечении) в результате расширения увеличилась ещё на одну линейную единицу (до уровня A5B5); температура правого столба сохранила своё прежнее значение. Очевидно, что объём левого столба стал равным пяти объёмным единицам, вес остался неизменным (четыре весовые единицы), а плотность жидкости стала равной 4:5 = 0,8.
Легко видеть, что после нагревания левого столба давление его на поверхность АВ нисколько не изменилось: 0,8 X 5 = 4 весовые единицы. Однако оно изменилось на более высоких уровнях. На уровне А1В1 раньше давление было равно 3, теперь же 0,8 X 4 = 3,2. На высоте А2В2 вместо 2 оно стало равным 0,8 X 3 = 2,4; на высоте А3В3. вместо 1 стало равным 0,8 X 2 = 1,6, а на высоте А4В4 вместо 0 оказалось 0,8 X 1 = 0,8.
Сравнив теперь давления на одних и тех же уровнях в левом и правом столбах, убеждаемся, что они различны, и чем выше уровень, тем сильнее это различие. Если оба столба не изолированы друг от друга, то для выравнивания давлений на одних и тех же уровнях начнётся перемещение жидкости, и прежде всего от верхней части левого столба к верхней части правого столба. Нагретый столб при этом теряет вещество и становится легче, более холодный правый столб получает вещество и становится тяжелее, т. е. давление правого столба на плоскость АВ увеличивается, давление левого столба на ту же плоскость ослабевает. Это немедленно влечёт за собой перемещение жидкости от нижней части холодного столба к нижней части тёплого. Таким путём устанавливается циркуляция жидкости: поверху — от левого столба к правому, понизу — от правого к левому, снизу вверх — в левом столбе, сверху вниз — в правом столбе.
Примерно то же происходит и в атмосфере. Нагревание столба воздуха приводит к его вертикальному растяжению, к наклону на высоких уровнях изобарических поверхностей в сторону более холодного столба воздуха и, следовательно, к перемещению воздуха вдоль этого уклона; в результате на низких уровнях создаётся уклон изобарических поверхностей от холодного столба к тёплому и движение воздуха по поверхности земли от холодных мест к тёплым.
Таким образом, в атмосферной циркуляции, возникающей между холодными и тёплыми районами, можно различать две противоположно направленные горизонтальные ветви (верхнюю и нижнюю) и две противоположно направленные вертикальные ветви (подъём воздуха, опускание воздуха). Горизонтальные ветви могут простираться на тысячи километров, длина вертикальных ветвей, очевидно, не превосходит максимальной высоты тропосферы, т. е. 16 км. Вместе с тем роль вертикальных движений атмосферы исключительно велика и в некоторых отношениях даже выше, чем роль горизонтальных перемещений, так как образование атмосферных осадков связано преимущественно с восходящими движениями воздуха.
Движение воздуха осложняется рядом факторов. Прежде всего оно задерживается трением, как внутренним, так и внешним (о земную поверхность). На больших высотах трение резко падает, вследствие чего скорость ветра сильно увеличивается.
Если горизонтальное перемещение воздуха (т. е. ветер) захватывает большое расстояние, на его направлении сказывается отклоняющая сила вращения Земли, эффект которой пропорционален скорости ветра и географической широте. В северном полушарии ветер отклоняется вправо от направления градиента давления, всегда перпендикулярного к изобарам (т. е. линиям, соединяющим точки одинакового атмосферного давления). Отклонение может достигать такой величины, что воздух будет перемещаться уже параллельно изобарам. Если воздух движется при этом по замкнутым изобарам, на него будет действовать ещё и центробежная сила, всегда направленная от центра системы замкнутых изобар. Как увидим впоследствии, в результате влияния отклоняющей силы вращения Земли создаются динамические условия для неравномерного распределения давления по Земле, и роль этих динамических причин не меньшая, чем роль тепловых факторов.
Вертикальные движения атмосферы (поднятия и опускания) бывают иногда вызваны существованием механических препятствий, но обычно они связаны с изменением веса единицы объёма воздуха, которое обусловлено изменением температуры и влажности воздуха.
Воздух, поднимающийся кверху, попадает в области всё более и более ослабевающего давления. Это позволяет ему расширяться. На расширение затрачивается известная работа, а в связи с ней известное количество тепла. В результате воздух охлаждается. Если при этом он ниоткуда не получает тепла и никуда тепла не отдаёт, то весь описанный выше процесс, протекающий без обмена тепла с окружающей средой, называется адиабатическим, или динамическим охлаждением. Сухой (т. е. не насыщенный водяным паром) воздух при подъёме на каждые 100 м испытывает адиабатическое охлаждение на 1° (точнее, на 0°, 977).
Опускающийся воздух, попадая в область возрастающего давления, сжимается окружающим его воздухом; работа, затрачиваемая на сжатие, вызывает увеличение внутренней энергии опускающегося воздуха, что и обнаруживается повышением температуры последнего. В результате воздух испытывает адиабатическое нагревание, которое составляет 1° при опускании на каждые 100 м.
Абсолютно сухого воздуха на Земле нет; в каждой восходящей воздушной массе содержится то или иное количество водяного пара. С увеличением высоты восхождения и, следовательно, с прогрессирующим адиабатическим охлаждением, имеющийся в воздухе водяной пар всё более и более приближается к состоянию насыщения. Пока насыщение не достигнуто, охлаждение равно 1° на каждые 100 м подъёма. Но с того момента, когда воздух окажется насыщенным и начнется конденсация водяного пара, процесс перестает быть адиабатическим, так как воздух получает теплоту, освобождающуюся при конденсации водяного пара. В дальнейшем при подъёме на каждые 100 м воздух охлаждается уже медленнее, а именно — от 0,3 до 0°,9 (в зависимости от ряда условий), но в среднем на 0°,5.
Когда влажный (насыщенный) воздух опускается, величина его адиабатического нагревания такая же, как и у сухого (ненасыщенного) воздуха, т. е. 1° на 100 м, если только в нём нет взвешенных капелек воды или кристалликов льда, на испарение которых тратится некоторое количество тепла, что несколько уменьшает величину нагревания.
Если воздушная масса поднялась на известную высоту, стала насыщенной, поднялась на некоторую дополнительную высоту после насыщения, а затем опустилась обратно к поверхности Земли, то очевидно, что температура её будет больше той, какую она имела в начале подъёма.
Условия подъёма и опускания воздушных масс зависят от существующих соотношений между вертикальным градиентом температуры и только что рассмотренным адиабатическим градиентом. Первый, как известно, составляет 0°,6 на 100 м, но это величина средняя: она может колебаться в довольно значительных пределах.
Допустим, что в атмосфере температура убывает с высотой на 1° на каждые 100 м. Тогда ясно, что воздушная масса, поднимающаяся в этой атмосфере кверху и испытывающая адиабатическое охлаждение (т. е. тоже 1° на каждые 100 м), в любой точке будет иметь ту же температуру и плотность, что и окружающий её воздух. В этом случае говорят о безразличном равновесии воздушной массы.
Допустим, что вертикальный температурный градиент представлен своим средним значением (т. е. 0°,6 на каждые 100 м). Тогда соотношения между восходящим воздухом и окружающей атмосферой уже другие. На высоте 1 км падение температуры в атмосфере составит 6°, а восходящая и адиабатически остывающая масса воздуха на той же высоте охладится на 10°; значит, на этом уровне она окажется холоднее окружающего воздуха, плотнее и получит стремление вернуться к исходному положению, т. е. опускаться. В этом случае говорят об устойчивом равновесии. Если иметь дело не с восходящей, а с нисходящей массой в аналогичных условиях, равновесие тоже окажется устойчивым, потому что нисходящий поток воздуха окажется теплее окружающей среды и получит стремление к подъёму, т. е. опять-таки к возврату в исходное положение.
Наконец, в третьем случае, когда градиент температуры воздуха больше адиабатического, всякая восходящая масса делается теплее и легче (получает импульс подниматься ещё выше), а всякая опускающаяся — холоднее и тяжелее окружающей атмосферы (получает импульс опускаться ещё ниже). Это — неустойчивое равновесие.
Восходящий воздух охлаждается, что при достаточной степени охлаждения приводит к конденсации содержащегося в нём водяного пара. Стало быть, восходящие ветви атмосферных циркуляций являются активными деятелями образования атмосферных осадков.
Если вы нашли ошибку, пожалуйста, выделите фрагмент текста и нажмите Ctrl+Enter.
Движение воздуха
Вы будете перенаправлены на Автор24
Причины движения воздуха
Атмосферный воздух находится в постоянном и непрерывном движении. Движение воздуха может бытьь восходящим, при котором он поднимается вверх и нисходящим – воздух опускается вниз. Существует еще одно движение – горизонтальное.
Горизонтальное движение воздуха получило название ветер.
Движение воздуха зависит от атмосферного давления и температуры. Кроме этих основных причин на движение оказывает влияние трение о поверхность Земли, встреча с каким-либо препятствием, отклоняющая сила Кориолиса. В Северном полушарии, в связи с этой силой Кориолиса, воздушные потоки отклоняются вправо, в Южном полушарии – влево.
Воздушный поток при этом всегда движется из области высокого давления в область низкого давления.
Сторона горизонта, с которой дует ветер, определяет его направление. Для обозначения его направления используется восемь основных румбов, т.е. четыре основных стороны горизонта и четыре промежуточных. Направление ветра будет связано с давлением и отклоняющей силой Кориолиса. По своему происхождению, значению и характеру ветры очень разнообразны.
Готовые работы на аналогичную тему
Для умеренных широт характерны ветры западных направлений, потому что там господствует западный перенос воздушных масс – это северо-западные, западные и юго-западные ветры. В Северном и Южном полушариях данная область занимает обширные пространства. Ветры полярных областей дуют от полюсов на умеренные широты, т.е. к областям низкого давления. В Арктике северо-восточные ветры дуют по ходу часовой стрелки, а в Антарктике дуют юго-восточные ветры против хода часовой стрелки. Антарктические ветры отличаются большей скоростью и устойчивостью. В тропических широтах господствуют пассаты.
Постоянные ветры
Постоянные ветры дуют в течение года в одном направлении из областей высокого в области низкого атмосферного давления. К ним относятся – пассаты, западные ветры, Арктические и Антарктические ветры.
Пассаты – это постоянные ветры тропических широт, дующие от 30 параллелей в сторону экватора.
Западные ветры – это постоянные ветры умеренных широт, дующие от тропиков на 60-е параллели.
Тропический воздух нормализует температуру умеренных широт и делает её благоприятной для жизни людей. Умеренные широты являются местом встречи теплых и холодных воздушных масс. Теплые воздушные массы идут из тропиков, а холодные поступают из полярных областей. В результате их контакта образуются циклоны и антициклоны. Сам умеренный пояс является областью пониженного давления, поэтому сюда приходят довольно сильные воздушные массы. Здесь господствует западный перенос воздушных масс, половина их образуется на севере, а другая половина образуется на востоке и все они дуют в одном западном направлении. В целом западные ветры смягчают погоду – лето будет прохладное с возможным дождем. Зима будет сопровождаться оттепелями и сильными снегопадами. Северный ветер принесет холод, а с южным ветром придет тепло. Менее предсказуем восточный ветер – он может быть как теплым, так и холодным, но большого количества осадков ни летом, ни зимой не будет.
Полярный тип климата образует два пояса – арктический и антарктический. Полярные воздушные массы будут для этой области планеты постоянными в течение круглого года. Арктический полярный ветер достаточно сильный дует на умеренные широты по ходу часовой стрелки. Дует он только в южном направлении и приходит на северное побережье Евразии, Северной Америки. Вместе с этим ветром приходит резкое похолодание. В Южном полушарии полярный ветер называется Антарктическим и дует только на север против хода часовой стрелки, продвигаясь к умеренным широтам. Ветер очень сильный и холодный.
Сезонные ветры
Сезонными называются периодические ветры, направление которых изменяется по полугодиям.
Одним из таких ветров являются муссоны.
Муссоны – это ветры, меняющие свое направление в зависимости от времени года.
В разных районах планеты характер циркуляции атмосферы будет разный. Это определяет различия в причинах и характере муссонов, поэтому различают внетропические и тропические муссоны.
Внетропические муссоны характерны для умеренных и полярных широт. Результатом их образования является разное давление над сушей и морем по сезонам года. Как правило, внетропические муссоны образуются на Дальнем Востоке, Северо-Восточном Китае, Корее.
Муссоны тропических широт обусловлены тем, что по сезонам года Северное и Южное полушария нагреваются и охлаждаются по-разному. Это приводит к тому, что по сезонам года зоны атмосферного давления относительно экватора смещаются в то полушарие, в котором в данное время лето и пассаты проникают именно туда. Режим пассатов заменяется для тропиков зимним муссоном. Подобной смене способствует западное течение воздуха в зоне низкого атмосферного давления на экваторе, которая смещается вместе с другими зонами. Тропические муссоны устойчивы в северной части Индийского океана.
На побережьях морей и океанов образуются ветры, получившие название бризы. Эти ветры имеют местное значение и днем дуют с моря на сушу, а ночью меняют свое направление на противоположное – с суши на море. В результате различают дневной и ночной бриз. Суша в дневное время нагревается быстрее, чем вода и над ней устанавливается низкое атмосферное давление. Над водой в этот же период давление будет выше, потому что она нагревается значительно медленнее. В результате воздух с моря начинает перемещаться на сушу. Ночью пониженное давление отмечается над водой, потому что она не успела еще охладиться, и воздух будет перемещаться с суши на море.
Береговой бриз незадолго до полудня сменится на морской, а вечером морской бриз станет береговым. Бризы могут образоваться по берегам больших озер, крупных водохранилищ, рек. От береговой линии они проникают на сушу на десятки километров и особенно часты в летний период при ясной и тихой погоде.