La condensation est un changement d'état d'une substance de gazeux à liquide ou solide. Mais qu’est-ce que la condensation dans le mastaba de la planète ?

À tout moment, l’atmosphère de la planète Terre contient plus de 13 milliards de tonnes d’humidité. Ce chiffre est pratiquement constant, puisque les pertes dues aux précipitations sont finalement continuellement compensées par l'évaporation.

Le taux de circulation de l'humidité dans l'atmosphère

Le taux de circulation de l'humidité dans l'atmosphère est estimé à un chiffre colossal : environ 16 millions de tonnes par seconde, soit 505 milliards de tonnes par an. Si soudainement toute la vapeur d’eau de l’atmosphère se condensait et tombait sous forme de précipitations, alors cette eau pourrait recouvrir toute la surface. globe couche d'environ 2,5 centimètres, autrement dit, l'atmosphère contient une quantité d'humidité équivalente à seulement 2,5 centimètres de pluie.

Combien de temps une molécule de vapeur reste-t-elle dans l’atmosphère ?

Puisque les précipitations annuelles moyennes sur Terre sont de 92 centimètres, il s'ensuit que l'humidité de l'atmosphère se renouvelle 36 fois, soit 36 ​​fois l'atmosphère est saturée d'humidité et libérée de celle-ci. Cela signifie qu’une molécule de vapeur d’eau reste dans l’atmosphère pendant 10 jours en moyenne.

Chemin de la molécule d'eau


Une fois évaporée, une molécule de vapeur d’eau dérive généralement sur des centaines et des milliers de kilomètres jusqu’à ce qu’elle se condense et tombe avec précipitation sur la Terre. L'eau, la neige ou la grêle, sur les hauts plateaux d'Europe occidentale, parcourent environ 3 000 km depuis l'Atlantique Nord. Plusieurs processus physiques se produisent entre la transformation de l’eau liquide en vapeur et les précipitations tombant sur Terre.

Depuis la surface chaude de l’Atlantique, les molécules d’eau pénètrent dans l’air chaud et humide, qui s’élève ensuite au-dessus de l’air environnant plus froid (plus dense) et plus sec.

Si un fort mélange turbulent de masses d'air est observé, alors une couche de mélange et de nuages ​​apparaîtront dans l'atmosphère à la limite de deux masses d'air. Environ 5 % de leur volume est constitué d’humidité. L'air saturé de vapeur est toujours plus léger, d'une part parce qu'il est chauffé et provient d'une surface chaude, et d'autre part parce qu'un mètre cube de vapeur pure est environ 2/5 plus léger qu'un mètre cube d'air propre et sec à la même température et pression. Il s’ensuit que l’air humide est plus léger que l’air sec, et l’air chaud et humide encore plus. Comme nous le verrons plus tard, il s’agit d’un fait très important pour les processus de changement climatique.

Mouvement des masses d'air

L'air peut s'élever pour deux raisons : soit parce qu'il devient plus léger en raison du chauffage et de l'humidification, soit parce que des forces agissent sur lui, le faisant s'élever au-dessus de certains obstacles, par exemple au-dessus de masses d'air plus froides et plus denses ou au-dessus des collines et des montagnes.

Refroidissement

L'air ascendant, ayant pénétré dans des couches à pression atmosphérique plus basse, est forcé de se dilater et de se refroidir en même temps. L'expansion nécessite la dépense d'énergie cinétique, qui provient de l'énergie thermique et potentielle de l'air atmosphérique, et ce processus conduit inévitablement à une diminution de la température. La vitesse de refroidissement d'une partie ascendante de l'air change souvent si cette partie est mélangée à l'air ambiant.

Gradient adiabatique sec

L'air sec, dans lequel il n'y a ni condensation ni évaporation, ni mélange, et ne reçoit d'énergie sous aucune autre forme, se refroidit ou se réchauffe d'une quantité constante (1°C tous les 100 mètres) à mesure qu'il monte ou descend. Cette quantité est appelée gradient adiabatique sec. Mais si la masse d'air ascendante est humide et que de la condensation s'y produit, alors la chaleur latente de condensation est libérée et la température de l'air saturé de vapeur chute beaucoup plus lentement.

Gradient adiabatique humide

Cette quantité de changement de température est appelée gradient adiabatique humide. Elle n'est pas constante, mais change avec l'évolution de la quantité de chaleur latente libérée, en d'autres termes, elle dépend de la quantité de vapeur condensée. La quantité de vapeur dépend de la baisse de la température de l'air. Dans les couches inférieures de l’atmosphère, où l’air est chaud et l’humidité élevée, le gradient adiabatique humide est légèrement supérieur à la moitié du gradient adiabatique sec. Mais le gradient adiabatique humide augmente progressivement avec l'altitude et d'une manière très importante. haute altitude dans la troposphère est presque égal au gradient adiabatique sec.

La flottabilité de l’air en mouvement est déterminée par la relation entre sa température et la température de l’air ambiant. Généralement, dans l’atmosphère réelle, la température de l’air diminue de manière inégale avec l’altitude (ce changement est simplement appelé gradient).

Si la masse d'air est plus chaude et donc moins dense que l'air ambiant (et que le taux d'humidité est constant), alors elle s'élève vers le haut à la manière d'un ballon d'enfant immergé dans un réservoir. A l’inverse, lorsque l’air en mouvement est plus froid que l’air ambiant, sa densité est plus élevée et il coule. Si l'air a la même température que les masses voisines, alors leur densité est égale et la masse reste immobile ou se déplace uniquement avec l'air ambiant.

Ainsi, il existe deux processus dans l'atmosphère, l'un favorisant le développement du mouvement vertical de l'air et l'autre le ralentissant.

Si vous trouvez une erreur, veuillez sélectionner un morceau de texte et cliquer sur Ctrl+Entrée.

En répondant à la question de savoir ce qu'est une masse d'air, nous pouvons dire qu'il s'agit de l'habitat humain. Nous le respirons, le voyons, le ressentons chaque jour. Sans l’air ambiant, l’humanité ne serait pas en mesure de mener ses activités vitales.

Le rôle des flux dans le cycle naturel

Qu'est-ce qu'une masse d'air ? Cela entraîne un changement dans les conditions météorologiques. En raison du mouvement naturel environnement les précipitations se déplacent sur des milliers de kilomètres à travers le monde. La neige et la pluie, le froid et la chaleur surviennent selon des schémas établis. Les scientifiques peuvent prédire le changement climatique en approfondissant les caractéristiques des catastrophes naturelles.

Essayons de répondre à la question : qu'est-ce que la masse d'air ? Ses exemples frappants incluent les cyclones qui se déplacent continuellement. Avec eux vient le réchauffement ou le refroidissement. Ils se déplacent selon un schéma constant, mais dans de rares cas, ils s'écartent de la trajectoire habituelle. À la suite de telles perturbations, des catastrophes sont découvertes dans la nature.

Ainsi, dans le désert, la neige tombe suite à la rencontre de cyclones de températures différentes ou à la formation de tornades et d'ouragans. Tout cela est lié à la réponse à la question : qu’est-ce qu’une masse d’air ? Son état détermine le temps qu'il fera, la saturation de l'air en oxygène ou en humidité.

Changement de chaleur et de froid : raisons

Les masses d'air sont le principal acteur de la formation du climat sur Terre. Le réchauffement des couches de l'atmosphère se produit en raison de l'énergie reçue du soleil. En raison des changements de température, la densité de l'air change. Les zones plus clairsemées sont remplies de volumes denses.

Les masses d'air sont un ensemble d'états différents des couches gazeuses de l'atmosphère, en fonction de la redistribution de la chaleur due au changement de jour et de nuit. La nuit, l'air se refroidit et le vent apparaît, passant des couches les plus denses aux couches les plus raréfiées. La force du flux dépend de la vitesse de diminution de la température, du terrain et de l’humidité.

Le mouvement des masses est affecté par les différences de température horizontales et verticales. Pendant la journée, la Terre reçoit de la chaleur du soleil et commence à la restituer vers les couches inférieures de l'atmosphère le soir. Ce processus se poursuit toute la nuit et le lendemain matin, la vapeur d'eau est concentrée dans l'air. Cela provoque des précipitations : rosée, pluie, brouillard.

Quels sont les différents états gazeux ?

Les caractéristiques des masses d'air sont une valeur quantitative avec laquelle on peut décrire certains états des couches gazeuses et les évaluer.

Il existe trois indicateurs principaux des couches de la troposphère :

  • La température fournit des informations sur l'origine du déplacement de masse.
  • L'humidité est élevée dans les endroits situés à proximité des mers, des lacs et des rivières.
  • La transparence est définie en externe. Ce paramètre est affecté par les particules de poussière solides en suspension dans l'air.

On distingue les types de masses d'air suivants :

  • Tropical - déplacez-vous sur le côté latitudes tempérées.
  • Arctique - masses froides se déplaçant vers les latitudes chaudes depuis la partie nord de la planète.
  • Antarctique - froid, venant du pôle sud.
  • Les masses d'air chaud, au contraire, sont modérées et se dirigent vers les pôles froids.
  • Les régions équatoriales sont les plus chaudes et se dispersent dans des zones aux températures plus basses.

Sous-types

Lorsque les masses d’air se déplacent, elles passent d’un type géographique à un autre. Il existe des sous-types : continental, maritime. En conséquence, les premiers prédominent du côté terrestre, les seconds apportent l’humidité des vastes mers et océans. Il existe des différences de température dans ces masses en fonction de la saison : en été, les vents terrestres sont beaucoup plus chauds et en hiver, ils réchauffent la mer.

Partout il y a des dominants masses d'air, prévalant constamment en raison de modèles établis. Ils déterminent le temps dans une zone donnée, ce qui entraîne des différences au niveau de la flore et de la faune. Récemment, la transformation des masses d’air a considérablement changé en raison de l’activité humaine.

La transformation des masses d’air se manifeste plus clairement sur les côtes, là où se rencontrent les courants terrestres et marins. Dans certaines régions, le vent ne faiblit même pas une seconde. Le plus souvent, il est sec et ne change pas de direction pendant longtemps.

Comment la transformation des flux se produit-elle dans la nature ?

Les masses d'air deviennent visibles dans certaines conditions. Des exemples de tels phénomènes sont les nuages, les nuages, les brouillards. Ils peuvent être situés à la fois à des milliers de kilomètres d’altitude et directement au-dessus du sol. Ces derniers se forment lorsque la température ambiante diminue fortement en raison d'une humidité élevée.

Le soleil joue rôle important dans le processus sans fin de mouvement des masses d'air. Le changement de jour et de nuit fait monter les cours d’eau, entraînant avec eux des particules d’eau. Haut dans le ciel, ils se cristallisent et commencent à tomber. En été, lorsqu'il fait suffisamment chaud, la glace a le temps de fondre en vol, les précipitations sont donc observées principalement sous forme de pluie.

Et en hiver, lorsque des ruisseaux froids passent sur le sol, de la neige ou même de la grêle commencent à tomber. Par conséquent, dans les zones de latitudes équatoriales et tropicales, l’air chaud disperse les cristaux. Dans les régions du nord, ces précipitations surviennent presque quotidiennement. Les courants froids sont chauffés par la surface terrestre chauffée, les rayons du soleil traversent les couches d'air. Mais la chaleur dégagée la nuit provoque la formation de nuages, de rosée matinale et de brouillard.

Comment reconnaître un changement de temps à partir de certains signes ?

Même dans le passé, ils ont appris à prédire les précipitations sur la base de signes évidents :

  • Au loin, des zones blanches ou en forme de rayons deviennent à peine visibles.
  • Une forte augmentation du vent indique l'approche de masses froides. Il peut pleuvoir ou neiger.
  • Les nuages ​​se rassemblent toujours dans les zones de basse pression. Il existe un moyen sûr de déterminer cette zone. Pour ce faire, il faut tourner le dos au ruisseau et regarder un peu à gauche de l'horizon. Si de la condensation y apparaît, c'est un signe clair d'intempéries. Ne vous y trompez pas : les nuages ​​sur le côté droit ne sont pas le signe d'une détérioration des conditions météorologiques.
  • L'apparition d'un voile blanchâtre lorsque le soleil commence à s'embuer.

Le vent faiblit au fur et à mesure que passe la zone froide. Des courants plus chauds remplissent le vide qui en résulte, et celui-ci devient souvent étouffant après la pluie.

Mouvement des masses d'air

Tout l'air terrestre circule en permanence entre l'équateur et les pôles. L'air chauffé à l'équateur monte, se divise en deux parties, une partie commence à se déplacer vers pôle Nord, l'autre partie - à pôle Sud. En atteignant les pôles, l'air se refroidit. Aux pôles, il se tord et tombe.

Figure 1. Le principe du tourbillonnement de l'air

Il s'avère que deux énormes vortex, dont chacun couvre un hémisphère entier, les centres de ces vortex sont situés aux pôles.
Après être descendu aux pôles, l'air commence à revenir vers l'équateur ; à l'équateur, l'air chauffé monte. Puis il se dirige à nouveau vers les pôles.
Dans les couches inférieures de l’atmosphère, le mouvement est un peu plus compliqué. Dans les couches inférieures de l'atmosphère, l'air de l'équateur, comme d'habitude, commence à se déplacer vers les pôles, mais au 30e parallèle il tombe. Une partie retourne à l'équateur, où elle remonte, l'autre partie, tombant au 30e parallèle, continue de se déplacer vers les pôles.

Figure 2. Mouvement de l'air dans l'hémisphère nord

Notion de vent

Vent – le mouvement de l’air par rapport à la surface terrestre (la composante horizontale de ce mouvement), on parle parfois de vent ascendant ou descendant, en tenant compte de sa composante verticale.

Vitesse du vent

Estimation de la vitesse du vent en points, appelée Échelle de Beaufort, selon lequel toute la gamme des vitesses de vent possibles est divisée en 12 gradations. Cette échelle relie la force du vent à ses différents effets, tels que le degré de mer agitée, le balancement des branches et des arbres, la propagation de la fumée des cheminées, etc. Chaque gradation de l'échelle de Beaufort porte un nom spécifique. Ainsi, zéro sur l'échelle de Beaufort correspond au calme, c'est-à-dire absence totale vent. Le vent de force 4 est dit modéré selon Beaufort et correspond à une vitesse de 5 à 7 m/sec ; à 7 points - fort, avec une vitesse de 12-15 m/sec ; à 9 points - une tempête, avec une vitesse de 18-21 m/sec enfin, un vent de 12 points Beaufort est déjà un ouragan, avec une vitesse supérieure à 29 m/sec . À la surface de la Terre, nous sommes le plus souvent confrontés à des vents dont les vitesses sont de l'ordre de 4 à 8 m/s et dépassent rarement 12 à 15 m/s. Mais néanmoins, lors des tempêtes et des ouragans de latitudes modérées, les vitesses peuvent dépasser. 30 m/sec, et dans certaines rafales atteignent 60 m/sec. Dans les ouragans tropicaux, la vitesse du vent atteint jusqu'à 65 m/sec, et dans certaines rafales, jusqu'à 100 m/sec. Dans les vortex à petite échelle (tornades, caillots sanguins). ), des vitesses supérieures à 100 m/s sont possibles dans les courants dits de jet dans la haute troposphère et la basse stratosphère, la vitesse moyenne du vent sur une longue période et sur une grande surface peut atteindre 70 à 100 m. /seconde . La vitesse du vent à la surface de la Terre est mesurée par des anémomètres de différentes conceptions. Instruments de mesure du vent sur stations au sol installé à une hauteur de 10 à 15 m au-dessus de la surface du sol.

Tableau 1. FORCE DU VENT.
Échelle de Beaufort pour déterminer la force du vent
Points Signalisation visuelle à terre Vitesse du vent, km/h Conditions relatives à l'énergie éolienne
Calmement; la fumée monte verticalement Moins de 1,6 Calme
La direction du vent est perceptible par la déviation de la fumée, mais pas par la girouette. 1,6–4,8 Calme
Le vent est ressenti par la peau du visage ; les feuilles bruissent; les girouettes ordinaires tournent 6,4–11,2 Facile
Les feuilles et les petites brindilles sont constamment en mouvement ; des drapeaux légers flottent 12,8–19,2 Faible
Le vent soulève de la poussière et des morceaux de papier ; de fines branches se balancent 20,8–28,8 Modéré
Les arbres feuillus se balancent ; des ondulations apparaissent sur les plans d'eau terrestres 30,4–38,4 Frais
Des branches épaisses se balancent ; on entend le vent siffler dans les fils électriques ; difficile de tenir le parapluie 40,0–49,6 Fort
Les troncs d'arbres se balancent ; c'est dur d'aller contre le vent 51,2–60,8 Fort
Les branches des arbres se brisent ; presque impossible d'aller contre le vent 62,4–73,6 Très fort
Dommages mineurs ; le vent arrache les pare-fumée et les tuiles des toits 75,2–86,4 Tempête
Cela arrive rarement sur terre. Les arbres sont déracinés. Des dégâts importants aux bâtiments 88,0–100,8 Gros orage
Cela arrive très rarement sur terre. Accompagné de destructions sur une vaste zone 102,4–115,2 Tempête féroce
Perturbation grave (les scores 13 à 17 ont été ajoutés par le US Weather Bureau en 1955 et sont utilisés dans les échelles américaines et britanniques) 116,8–131,2 Ouragan
132,8–147,2
148,8–164,8
166,4–182,4
184,0–200,0
201,6–217,6

Direction du vent

La direction du vent fait référence à la direction d’où il souffle. Vous pouvez indiquer cette direction en nommant soit le point de l'horizon d'où souffle le vent, soit l'angle formé par la direction du vent avec le méridien du lieu, soit son azimut. Dans le premier cas, il existe huit directions principales de l'horizon : nord, nord-est, est, sud-est, sud, sud-ouest, ouest, nord-ouest. Et huit points intermédiaires entre eux : nord-nord-est, est-nord-est, est-sud-est, sud-sud-est, sud-sud-ouest, ouest-sud-ouest, ouest-nord-ouest, nord-nord-ouest. Seize points de référence, indiquant la direction d'où souffle le vent, portent des abréviations :

Tableau 2. ABRÉVIATIONS POUR RUMBERS
AVEC N DANS E YU S W
BCC NE ESE ESE SSW SSW WNW W.N.W.
C.B. NE SE S.E. Logiciel S.W. NO NO
BCB ENE ESS ESS WSW WSW MCV NNO
N – nord, E – est, S – sud, W – ouest

Circulation atmosphérique

Circulation atmosphérique - les observations météorologiques de l'état de la coque aérienne du globe - l'atmosphère - montrent qu'elle n'est pas du tout au repos : à l'aide de girouettes et d'anémomètres, on observe en permanence le transfert des masses d'air d'un endroit à un autre dans la forme du vent. L'étude des vents dans différentes régions du globe a montré que les mouvements de l'atmosphère dans les couches inférieures accessibles à notre observation ont un caractère très différent. Il existe des régions où les phénomènes de vent, comme d'autres phénomènes météorologiques, ont un caractère de stabilité très clairement exprimé, un désir connu de constance. Dans d'autres régions, les vents changent de caractère si rapidement et si souvent, leur direction et leur force changent si brusquement et soudainement, comme s'il n'y avait aucune légalité dans leurs changements rapides. Avec l'introduction de la méthode synoptique pour étudier les changements météorologiques non périodiques, il est cependant devenu possible de remarquer un certain lien entre la répartition de la pression et les mouvements des masses d'air ; d'autres études théoriques menées par Ferrel, Guldberg et Mohn, Helmholtz, Betzold, Oberbeck, Sprung, Werner Siemens et d'autres météorologues ont expliqué où et comment les courants d'air proviennent et comment ils se répartissent sur la surface terrestre et dans la masse de l'atmosphère. Une étude minutieuse des cartes météorologiques illustrant l'état de la couche inférieure de l'atmosphère - le temps à la surface même de la terre - a montré que la pression atmosphérique est répartie de manière plutôt inégale sur la surface de la terre, généralement sous la forme de zones avec une pression inférieure ou supérieure. pression que dans la zone environnante; selon le système de vents qui s'y produisent, ces zones représentent de véritables vortex atmosphériques. Les zones de basse pression sont généralement appelées dépressions barométriques, dépressions barométriques ou cyclones ; les zones de haute pression sont appelées hautes barométriques ou anticyclones. L'ensemble des conditions météorologiques dans la zone qu'elles occupent est étroitement liée à ces zones, et diffère fortement dans les zones de basse pression de la météo dans les zones de pression relativement élevée. En se déplaçant le long de la surface de la Terre, les zones mentionnées entraînent avec elles le temps caractéristique qui leur est propre et, par leurs mouvements, provoquent ses changements non périodiques. Une étude plus approfondie de ces domaines et d'autres a conduit à la conclusion que ces types de distribution de pression atmosphérique peuvent également avoir un caractère différent dans leur capacité à maintenir leur existence et à changer de position sur la surface de la Terre, et se caractérisent par une stabilité très différente : il existe minimums et maximums barométriques, temporaires et permanents. Alors que les premiers - les vortex - sont temporaires et ne font pas preuve d'une stabilité suffisante et changent plus ou moins rapidement de place à la surface de la Terre, tantôt se renforçant, tantôt s'affaiblissant et, enfin, se désintégrant complètement dans des périodes de temps relativement courtes, des zones de maxima et les minima sont extrêmement stables et restent au même endroit pendant très longtemps, sans changements significatifs. La stabilité différente de ces régions est, bien entendu, étroitement liée à la stabilité du temps et à la nature des courants d'air dans la zone qu'elles occupent : des hauts et des bas constants correspondront à un temps constant et stable et à un système de vent défini et immuable. les vents, restant des mois sur le lieu de leur existence ; les vortex temporaires, avec leurs mouvements et changements rapides et constants, provoquent des conditions météorologiques extrêmement changeantes et un système de vent très instable pour une zone donnée. Ainsi, dans la couche inférieure de l’atmosphère, près de la surface terrestre, les mouvements atmosphériques sont très divers et complexes, et en outre, ils ne présentent pas toujours ni partout une stabilité suffisante, en particulier dans les zones où prédominent les vortex temporaires. Quels seront les mouvements des masses d'air dans les couches légèrement supérieures de l'atmosphère, les observations ordinaires ne disent rien ; Seules les observations des mouvements des nuages ​​permettent de penser que là, à une certaine hauteur au-dessus de la surface de la terre, tous les mouvements généraux des masses d'air sont quelque peu simplifiés, ont un caractère plus défini et plus uniforme. En attendant, les faits ne manquent pas indiquant l'énorme influence des hautes couches de l'atmosphère sur le temps dans les basses couches : il suffit, par exemple, de souligner que la direction du mouvement des vortex temporaires est, apparemment, directement dépend du mouvement des hautes couches de l’atmosphère. Par conséquent, avant même que la science ne commence à disposer d'un nombre suffisant de faits pour résoudre la question des mouvements des hautes couches de l'atmosphère, certaines théories étaient déjà apparues qui tentaient de combiner toutes les observations individuelles des mouvements des couches inférieures de l'air et créer régime général C. atmosphère ; C'était par exemple la théorie de l'atmosphère centrale donnée par Mori. Mais jusqu'à ce qu'un nombre suffisant de faits aient été rassemblés, jusqu'à ce que la relation entre la pression de l'air en des points donnés et ses mouvements soit pleinement clarifiée, de telles théories, fondées davantage sur des hypothèses que sur des données réelles, ne pourraient pas donner une idée réelle de ce qui peut réellement se produire. se produit et se passe dans l’atmosphère. Seulement vers la fin du XIXe siècle dernier. Assez de faits se sont accumulés pour cela et la dynamique de l'atmosphère s'est développée à tel point qu'il est devenu possible de donner une image réelle, et non révélatrice, de la couleur de l'atmosphère. L'honneur de résoudre le problème de la circulation générale des masses d'air dans l'atmosphère appartient au météorologue américain William Ferrel- une solution si générale, complète et correcte que tous les chercheurs ultérieurs dans ce domaine n'ont fait que développer des détails ou apporter des ajouts aux idées fondamentales de Ferrel. La principale raison de tous les mouvements dans l'atmosphère est le chauffage inégal de divers points de la surface de la Terre par les rayons du soleil. Un chauffage inégal entraîne l'apparition d'une différence de pression sur des points différemment chauffés ; et le résultat de la différence de pression sera toujours et invariablement le mouvement des masses d'air des endroits où la pression est plus élevée vers les endroits où la pression est plus basse. Par conséquent, en raison du fort réchauffement des latitudes équatoriales et de la température très basse des pays polaires des deux hémisphères, l'air adjacent à la surface de la Terre devrait commencer à se déplacer. Si, d'après les observations disponibles, nous calculons les températures moyennes des différentes latitudes, alors l'équateur sera en moyenne 45° plus chaud que les pôles. Pour déterminer la direction du mouvement, il est nécessaire de retracer la répartition de la pression à la surface de la Terre et dans la masse de l'atmosphère. Pour éliminer la répartition inégale de la terre et de l'eau sur la surface de la Terre, ce qui complique grandement tous les calculs, Ferrel a supposé que la terre et l'eau sont réparties uniformément le long des parallèles, et a calculé les températures moyennes de divers parallèles, la diminution de la température comme on s'élève à une certaine hauteur au-dessus de la surface terrestre, et la pression au fond ; puis, en utilisant ces données, il a déjà calculé la pression à d'autres altitudes. La petite planche suivante présente le résultat des calculs de Ferrel et donne la répartition moyenne des pressions aux latitudes de la surface terrestre et aux altitudes de 2000 et 4000 m.

Tableau 3. DISTRIBUTION DE LA PRESSION PAR LATITUDE AU SOL ET AUX ALTITUDES 2000 ET 4000 M
Pression moyenne dans l'hémisphère Nord
À la latitude : 80 ○ 70 ○ 60 ○ 50 ○ 40 ○ 30 ○ 20 ○ 10 ○
Au niveau de la mer 760,5 758,7 758,7 760,07 762,0 761,7 759,2 757,9
A 2000 m d'altitude 582,0 583,6 587,6 593,0 598,0 600,9 600,9 600,9
A 4000 m d'altitude 445,2 446,6 451,9 457,0 463,6 468,3 469,9 470,7
Pression moyenne dans l'hémisphère sud
À la latitude : (équateur) 10 ○ 20 ○ 30 ○ 40 ○ 50 ○ 60 ○ 70 ○
Au niveau de la mer 758,0 759,1 761,7 763,5 760,5 753,2 743,4 738,0
A 2000 m d'altitude 601,1 601,6 602,7 602,2 597,1 588,0 577,0 569,9
A 4000 m d'altitude 471,0 471,1 471,1 469,3 463,1 453,7 443,9 437,2

Si l'on laisse de côté pour l'instant la couche la plus basse de l'atmosphère, où la répartition de la température, de la pression et aussi des courants est très inégale, alors à une certaine hauteur, comme on peut le voir sur la tablette, en raison du courant ascendant de l'air chauffé près de l'équateur, on retrouve une pression accrue au-dessus de cette dernière, diminuant uniformément vers les pôles et atteignant ici sa plus petite valeur. Avec une telle répartition de la pression à ces hauteurs au-dessus de la surface de la Terre, un flux colossal devrait se former, couvrant tout l'hémisphère et transportant des masses d'air chaud et chauffé s'élevant près de l'équateur vers les centres de basse pression - vers les pôles. Si l'on prend également en compte l'effet de déviation de la force centrifuge résultant de la rotation quotidienne de la terre autour de son axe, qui devrait dévier tout corps en mouvement vers la droite de la direction d'origine dans l'hémisphère nord, vers la gauche - dans l'hémisphère sud. hémisphères, puis aux altitudes considérées dans chaque hémisphère, le flux résultant se transformera évidemment en un immense vortex qui transporte les masses d'air dans la direction du sud-ouest au nord-est dans l'hémisphère nord, du nord-ouest au sud-est dans l'hémisphère sud.

Les observations du mouvement des cirrus et autres soutiennent ces conclusions théoriques. Au fur et à mesure que les cercles de latitude se rétrécissent, en se rapprochant des pôles, la vitesse de déplacement des masses d'air dans ces tourbillons va augmenter, mais jusqu'à une certaine limite ; alors cela devient plus permanent. Près du pôle, les masses d'air entrantes devraient descendre vers le bas, cédant la place à de l'air nouvellement entrant, formant un flux descendant, puis en dessous, elles devraient retourner vers l'équateur. Entre les deux flux, il doit y avoir une couche d'air neutre au repos à une certaine hauteur. En dessous, cependant, un transfert aussi correct des masses d'air des pôles vers l'équateur n'est pas observé : la planche précédente montre que dans la couche d'air inférieure, la pression atmosphérique sera la plus élevée en dessous, et non aux pôles, comme elle devrait l'être avec sa répartition correcte correspondant à celle du haut. Pression la plus élevée dans la couche inférieure, il tombe à une latitude d'environ 30°-35° dans les deux hémisphères ; par conséquent, à partir de ces centres de haute pression, les courants inférieurs seront dirigés à la fois vers les pôles et vers l'équateur, formant deux systèmes de vent distincts. La raison de ce phénomène, également expliquée théoriquement par Ferrel, est la suivante. Il s'avère qu'à une certaine hauteur au-dessus de la surface de la Terre, en fonction des changements de latitude du lieu, de l'ampleur du gradient et du coefficient de frottement, la composante méridionale de la vitesse de déplacement des masses d'air peut chuter jusqu'à 0. C'est exactement ce qui se passe à des latitudes d'env. 30°-35° : ici à une certaine altitude, non seulement il n'y a donc aucun mouvement d'air vers les pôles, mais il y a même, du fait de son afflux continu depuis l'équateur et depuis les pôles, son accumulation, ce qui conduit à un augmentation de la pression en dessous de ces latitudes. Ainsi, à la surface même de la terre dans chaque hémisphère, comme déjà mentionné, deux systèmes de courants apparaissent : de 30° vers les pôles soufflent des vents, dirigés en moyenne du sud-ouest au nord-est au nord, du nord-ouest au sud-est au sud. hémisphère; de 30° à l'équateur les vents soufflent du NE au SW dans l'hémisphère nord, du SE au NW dans l'hémisphère sud. Ces deux derniers systèmes de vents, soufflant dans les deux hémisphères entre l'équateur et 31° de latitude, forment pour ainsi dire un large anneau qui sépare les deux énormes vortex des couches inférieure et moyenne de l'atmosphère, transportant l'air de l'équateur vers l'atmosphère. pôles (voir aussi Pression atmosphérique). Là où se forment des courants d'air ascendants et descendants, des accalmies sont observées ; C'est précisément l'origine des zones de silence équatoriales et tropicales ; Une ceinture de silence similaire devrait, selon Ferrel, exister aux pôles.

Mais où va le flux d’air inversé qui se propage des pôles vers l’équateur ? Mais il faut tenir compte du fait qu'à mesure que l'on s'éloigne des pôles, les dimensions des cercles de latitude, et par conséquent les superficies des ceintures d'égale largeur occupées par les masses d'air en expansion, augmentent rapidement ; que la vitesse des flux devrait diminuer rapidement, en proportion inverse de l'augmentation de ces zones ; qu'aux pôles, l'air, très raréfié dans les couches supérieures, descend finalement du haut vers le bas, dont le volume diminue très vite à mesure que la pression augmente vers le bas. Toutes ces raisons expliquent pleinement pourquoi il est difficile, voire carrément impossible, de suivre ces flux inférieurs inversés à quelque distance des pôles. Tel est le Plan général diagramme de l'atmosphère de circulation générale, supposant une répartition uniforme de la terre et de l'eau le long de parallèles, donné par Ferrel. Les observations le confirment pleinement. Ce n'est que dans la couche inférieure de l'atmosphère que les courants d'air, comme le souligne Ferrel lui-même, seront beaucoup plus complexes que ce schéma, précisément en raison de la répartition inégale de la terre et de l'eau, et de la différence entre leur réchauffement par les rayons du soleil et leur refroidissement par les rayons du soleil. l'absence ou la diminution de l'ensoleillement ; Les montagnes et les collines influencent également grandement les mouvements des couches les plus basses de l’atmosphère.

Une étude minutieuse des mouvements atmosphériques à proximité de la surface terrestre montre généralement que les systèmes vortex représentent la forme principale de ces mouvements. A commencer par les vortex grandioses qui, selon Ferrel, embrassent chaque hémisphère entier, des tourbillons, comment peut-on les appeler ? Premier ordre, près de la surface de la Terre, on doit observer des systèmes de vortex diminuant successivement en taille, jusqu'à et y compris des vortex élémentaires petits et simples. En raison de l'interaction d'écoulements de vitesses et de directions différentes dans la région des tourbillons de premier ordre, près de la surface terrestre, tourbillons du deuxième ordre- les maxima et minima barométriques permanents et temporaires évoqués au début de cet article, qui dans leur origine sont en quelque sorte un dérivé des vortex antérieurs. L'étude de la formation des orages a conduit A.V. Klossovsky et d'autres chercheurs à la conclusion que ces phénomènes ne sont que de structure similaire, mais de taille incomparablement plus petite que les précédents, tourbillons du troisième ordre. Ces vortex semblent apparaître à la périphérie des minima barométriques (vortex de second ordre) exactement de la même manière que de petits tourbillons qui tournent et disparaissent très rapidement se forment autour d'une grande dépression formée dans l'eau par une rame avec laquelle nous ramons en naviguant. un bateau. De la même manière, les minima barométriques du second ordre, qui sont de puissants gyres d'air, forment lors de leur mouvement des tourbillons d'air plus petits, qui, en comparaison avec le minimum qui les forme, sont de très petite taille.

Si ces tourbillons s'accompagnent de phénomènes électriques, qui peuvent souvent être provoqués par les conditions correspondantes de température et d'humidité dans l'air circulant vers le centre du minimum barométrique en bas, alors ils apparaissent sous forme de tourbillons d'orage, accompagnés du phénomènes habituels de décharge électrique, de tonnerre et d'éclairs. Si les conditions ne sont pas favorables au développement de phénomènes orageux, on observe ces tourbillons de troisième ordre sous forme d'orages à passage rapide, de grains, d'averses, etc. Il y a cependant toutes les raisons de penser que ces trois catégories, si différentes par leur nature, A l'échelle du phénomène, les mouvements tourbillonnaires des atmosphères ne sont pas épuisés. La structure des phénomènes de tornades, de caillots sanguins, etc. montre que dans ces phénomènes nous avons également affaire à de véritables vortex ; mais les tailles de ceux-ci tourbillons du quatrième ordre encore moins, encore plus insignifiant, que les tourbillons d'orage. L’étude des mouvements atmosphériques nous amène donc à la conclusion que les mouvements des masses d’air se produisent principalement – ​​sinon exclusivement – ​​par la formation de vortex. Apparaissant sous l'influence de conditions purement thermiques, les vortex de premier ordre, couvrant chaque hémisphère entier, donnent naissance à des vortex plus petits près de la surface de la Terre ; ceux-ci, à leur tour, provoquent l’émergence de vortex encore plus petits. Il semble y avoir une différenciation progressive des plus grands vortex en plus petits ; mais le caractère fondamental de tous ces systèmes vortex reste absolument le même, depuis les plus grands jusqu'aux plus petits, même dans les tornades et les caillots sanguins.

Concernant les vortex de second ordre - maxima et minima barométriques permanents et temporaires - il reste à dire ce qui suit. Les études de Hoffmeyer, Teisserand de Bor et Hildebrandson ont indiqué un lien étroit entre l'apparition et surtout le mouvement des maxima et minima temporaires avec les changements subis par les maxima et minima permanents. Le fait même que ces derniers, avec toutes sortes de changements météorologiques dans les zones qui les entourent, changent très peu leurs limites ou leurs contours, indique qu'il s'agit ici de causes permanentes qui se situent au-dessus de l'influence des facteurs météorologiques ordinaires. Selon Teisserant de Bor, les différences de pression provoquées par le chauffage ou le refroidissement inégal des différentes parties de la surface terrestre, résumées sous l'influence d'une augmentation continue du facteur primaire sur une période de temps plus ou moins longue, donnent lieu à de grandes maxima et minima barométriques. Si la cause primaire agit de manière continue ou pendant une période suffisamment longue, son action aura pour résultat des systèmes vortex permanents et stables. Ayant atteint des tailles connues et une intensité suffisante, ces maxima et minima constants sont déjà des déterminants ou des régulateurs du temps sur de vastes zones de leur circonférence. Des maxima et minima aussi grands et constants ont récemment reçu le nom de centres d’action atmosphérique. En raison de l'invariance de la configuration de la surface terrestre et de la continuité qui en résulte de l'influence de la cause première qui provoque leur existence, la position de ces maxima et minima sur le globe est bien définie et, dans une certaine mesure, immuable. Mais, selon diverses conditions, leurs limites et leur intensité peuvent varier dans certaines limites. Et ces changements dans leur intensité et leurs contours, à leur tour, devraient affecter le temps non seulement des pays voisins, mais parfois même assez éloignés. Ainsi, les études de Teisserant de Bor ont complètement établi la dépendance de la météo en Europe à l'égard de l'un des centres d'action suivants : les anomalies à caractère négatif, accompagnées d'une baisse de température par rapport à la normale, sont provoquées par l'intensification et l'expansion de l'anticyclone de Sibérie ou l'intensification et l'avancée de l'anticyclone des Açores ; les anomalies de nature positive - avec une augmentation de la température par rapport à la normale - dépendent directement du mouvement et de l'intensité du minimum islandais. Hildebrandson est allé encore plus loin dans cette direction et a tenté avec succès de relier les changements dans l'intensité et les mouvements des deux centres atlantiques nommés avec les changements non seulement dans l'anticyclone sibérien, mais aussi dans les centres de pression de l'océan Indien.

Masses d'air

Les observations météorologiques se sont largement répandues dans la seconde moitié du XIXe siècle. Ils étaient nécessaires à l'élaboration de cartes synoptiques montrant la répartition de la pression atmosphérique et de la température, du vent et des précipitations. À la suite de l’analyse de ces observations, une idée des masses d’air s’est formée. Ce concept a permis de combiner des éléments individuels, d'identifier diverses conditions météorologiques et de faire des prévisions météorologiques.

Masse d'air est un grand volume d'air ayant des dimensions horizontales de plusieurs centaines ou milliers de kilomètres et des dimensions verticales de l'ordre de 5 km, caractérisé par une température et une humidité approximativement uniformes et se déplaçant comme un système dans l'un des courants de la circulation générale de l'atmosphère (GCA)

L'uniformité des propriétés de la masse d'air est obtenue en la formant sur une surface sous-jacente homogène et dans des conditions de rayonnement similaires. De plus, de telles conditions de circulation sont nécessaires dans lesquelles la masse d'air persisterait longtemps dans la zone de formation.

Les valeurs des éléments météorologiques au sein de la masse d'air changent légèrement - leur continuité demeure, les gradients horizontaux sont faibles. Lors de l'analyse des champs météorologiques, tant que l'on reste dans une masse d'air donnée, l'interpolation graphique linéaire peut être utilisée avec une approximation suffisante lors de la réalisation, par exemple, d'isothermes.

Une forte augmentation des gradients horizontaux des valeurs météorologiques, se rapprochant d'une transition brusque d'une valeur à une autre, ou du moins un changement dans l'ampleur et la direction des gradients se produit dans la transition (zone frontale) entre deux masses d'air. Comme le plus caractéristique Pour une masse d’air donnée, une température pseudo-potentielle de l’air est prise, reflétant à la fois la température réelle de l’air et son humidité.

Température de l'air pseudopotentielle - la température que prendrait l'air pendant un processus adiabatique si d'abord toute la vapeur d'eau qu'il contient se condensait à une pression infiniment décroissante et tombait hors de l'air et que la chaleur latente libérée allait chauffer l'air, puis l'air était amené sous pression standard.

Étant donné qu’une masse d’air plus chaude est généralement aussi plus humide, la différence entre les températures pseudopotentielles de deux masses d’air voisines peut être nettement supérieure à la différence entre leurs températures réelles. Cependant, la température pseudopotentielle varie lentement avec l’altitude au sein d’une masse d’air donnée. Cette propriété permet de déterminer la stratification des masses d’air les unes au-dessus des autres dans la troposphère.

Échelles des masses d'air

Les masses d'air sont du même ordre que les principaux courants de la circulation générale de l'atmosphère. L’étendue linéaire des masses d’air dans le sens horizontal se mesure en milliers de kilomètres. Verticalement, les masses d'air s'étendent sur plusieurs kilomètres de la troposphère, parfois jusqu'à celle-ci. limite supérieure.

Avec les circulations locales, comme par exemple les brises, les vents de montagne, les sèche-cheveux, l'air dans le flux de circulation est également plus ou moins isolé en termes de propriétés et de mouvements de l'atmosphère environnante. Cependant, dans ce cas, il est impossible de parler de masses d'air, car l'ampleur des phénomènes sera ici différente.

Par exemple, une bande couverte par une brise peut avoir une largeur de seulement 1 à 2 dizaines de kilomètres et ne recevra donc pas suffisamment de réflexion sur la carte synoptique. La puissance verticale du courant de brise est également de plusieurs centaines de mètres. Ainsi, avec les circulations locales, nous n'avons pas affaire à des masses d'air indépendantes, mais seulement à un état perturbé au sein des masses d'air sur une courte distance.

Objets résultant de l'interaction des masses d'air - zones de transition (surfaces frontales), systèmes nuageux frontaux de nébulosité et de précipitations, perturbations cycloniques, ont le même ordre de grandeur que les masses d'air elles-mêmes - comparables en superficie à de grandes parties des continents ou les océans et leur existence temporelle - plus de 2 jours ( tableau 4):

Une masse d’air a des limites claires qui la séparent des autres masses d’air.

Les zones de transition entre des masses d'air ayant des propriétés différentes sont appelées surfaces avant.

Au sein d'une même masse d'air, l'interpolation graphique peut être utilisée avec une approximation suffisante, par exemple lors du dessin d'isothermes. Mais lors du déplacement dans la zone frontale d'une masse d'air à une autre, l'interpolation linéaire ne donnera plus une idée correcte de la répartition réelle des éléments météorologiques.

Centres de formation de masses d'air

La masse d'air acquiert des caractéristiques claires à la source de sa formation.

La source de formation de masse d'air doit répondre à certaines exigences :

Homogénéité de la surface sous-jacente de l'eau ou du sol, de telle sorte que l'air du foyer soit soumis à des influences suffisamment similaires.

Homogénéité des conditions de rayonnement.

Conditions de circulation favorisant l’air stationnaire dans une zone donnée.

Les centres de formation sont généralement des zones où l'air descend puis se propage dans le sens horizontal – les systèmes anticycloniques répondent à cette exigence. Les anticyclones sont plus susceptibles que les cyclones d'être à faible déplacement, de sorte que la formation de masses d'air se produit généralement dans de vastes anticyclones à faible déplacement (quasi-stationnaires).

De plus, les besoins de la source sont satisfaits par des dépressions thermiques lentes et diffuses qui se forment sur les zones terrestres chauffées.

Enfin, la formation d’air polaire se produit en partie dans la haute atmosphère, sous forme de cyclones centraux lents, étendus et profonds, aux hautes latitudes. Dans ces systèmes de pression, se produit la transformation (transformation) de l'air tropical aspiré vers les hautes latitudes dans les couches supérieures de la troposphère en air polaire. Tous les systèmes de pression répertoriés peuvent également être appelés centres de masses d'air, non pas d'un point de vue géographique, mais d'un point de vue synoptique.

Classification géographique des masses d'air

Les masses d'air sont classées tout d'abord selon les centres de leur formation, en fonction de leur localisation dans l'une des zones de latitude - latitudes arctiques ou antarctiques, polaires ou tempérées, tropicales et équatoriales.

Selon la classification géographique, les masses d'air peuvent être divisées en principaux types géographiques selon les zones latitudinales dans lesquelles se situent leurs centres :

Air arctique ou antarctique (AV),

Air polaire ou tempéré (MF ou HC),

Air Tropical (Télévision). Ces masses d'air sont, par ailleurs, divisées en masses d'air marines (m) et continentales (k) : mAV et kAV, muv et kUV (ou mPV et kPV), mTV et kTV.

Masses d'air équatoriales (EA)

Quant aux latitudes équatoriales, la convergence (convergence des flux) et la montée de l'air se produisent ici, de sorte que les masses d'air situées au-dessus de l'équateur sont généralement amenées de la zone subtropicale. Mais parfois, des masses d’air équatoriales indépendantes émergent.

Parfois, en plus des foyers au sens strict du terme, sont identifiées des zones où, en hiver, les masses d'air se transforment d'un type à un autre au fur et à mesure de leur déplacement. Il s'agit de zones de l'Atlantique au sud du Groenland et du Pacifique au-dessus des mers de Béring et d'Okhotsk où le cPV se transforme en mPV, de zones du sud-est de l'Amérique du Nord et du sud du Japon dans l'océan Pacifique où le cPV se transforme en mPV pendant la mousson d'hiver. et zone du sud de l'Asie où le CP asiatique se transforme en air tropical (également dans le flux de mousson)

Transformation des masses d'air

Lorsque les conditions de circulation changent, la masse d'air dans son ensemble se déplace de la source de sa formation vers les zones voisines, interagissant avec d'autres masses d'air.

Lors du déplacement, la masse d'air commence à changer ses propriétés - elles dépendront non seulement des propriétés de la source de formation, mais également des propriétés des masses d'air voisines, des propriétés de la surface sous-jacente sur laquelle passe la masse d'air, ainsi que sur le temps écoulé depuis la formation des masses d'air.

Ces influences peuvent provoquer des changements dans la teneur en humidité de l'air, ainsi que des changements dans la température de l'air en raison du dégagement de chaleur latente ou d'un échange de chaleur avec la surface sous-jacente.

Le processus de modification des propriétés d'une masse d'air est appelé transformation ou évolution.

La transformation associée au mouvement de la masse d'air est dite dynamique. La vitesse de déplacement de la masse d'air à différentes altitudes sera différente ; la présence d'un changement de vitesse provoque un mélange turbulent. Si les couches d'air inférieures sont chauffées, une instabilité se produit et un mélange convectif se développe.

Diagramme de circulation atmosphérique

Air dans l'atmosphère est en mouvement constant. Il se déplace dans les directions horizontale et verticale.

La principale cause du mouvement de l’air dans l’atmosphère est la répartition inégale du rayonnement solaire et l’hétérogénéité de la surface sous-jacente. Ils provoquent une température de l'air inégale et, par conséquent, une pression atmosphérique à la surface de la Terre.

La différence de pression crée un mouvement d’air qui se déplace des zones de haute pression vers les zones de basse pression. Lors de leur déplacement, les masses d'air sont déviées par la force de rotation de la Terre.

(Rappelez-vous comment les corps en mouvement dans les hémisphères nord et sud sont déviés.)

Vous avez bien sûr remarqué comment, par une chaude journée d'été, une légère brume se forme sur l'asphalte. Cet air chauffé et léger monte. Une image similaire, mais à une échelle beaucoup plus grande, peut être observée à l’équateur. L'air très chaud monte constamment, formant des courants ascendants.

Par conséquent, une ceinture de basse pression constante se forme ici près de la surface.
L'air s'élevant au-dessus de l'équateur dans les couches supérieures de la troposphère (10-12 km) se propage vers les pôles. Il se refroidit progressivement et commence à descendre au-dessus d'environ 30 t° de latitude nord et sud.

Cela crée un excès d'air, qui contribue à la formation d'une zone tropicale de haute pression dans la couche superficielle de l'atmosphère.

Dans les régions polaires, l’air est froid, lourd et s’abaisse, provoquant des mouvements vers le bas. En conséquence, une haute pression se forme dans les couches superficielles de la ceinture polaire.

Des fronts atmosphériques actifs se forment entre les ceintures de hautes pressions tropicales et polaires aux latitudes tempérées. L’air massivement plus froid déplace l’air plus chaud vers le haut, provoquant des courants ascendants.

En conséquence, une ceinture de basse pression en surface se forme sous les latitudes tempérées.

Carte des zones climatiques de la Terre

Si la surface terrestre était homogène, les ceintures de pression atmosphérique s'étendraient en bandes continues. Cependant, la surface de la planète est une alternance d'eau et de terre, qui ont des propriétés différentes. Les sushis chauffent et refroidissent rapidement.

L’océan, au contraire, se réchauffe et libère lentement sa chaleur. C'est pourquoi les ceintures de pression atmosphérique sont déchirées en sections distinctes - des zones de haute et de basse pression. Certains d’entre eux existent tout au long de l’année, d’autres à une certaine saison.

Sur Terre, des ceintures de hautes et basses pressions alternent régulièrement. Les hautes pressions se trouvent aux pôles et près des tropiques, les basses pressions se trouvent à l'équateur et dans les latitudes tempérées.

Types de circulation atmosphérique

Dans l'atmosphère terrestre, il existe plusieurs liens puissants dans la circulation des masses d'air. Tous sont actifs et inhérents à certaines zones latitudinales. Par conséquent, ils sont appelés types zonaux de circulation atmosphérique.

À la surface de la Terre, les courants d'air se déplacent de la ceinture de hautes pressions tropicales vers l'équateur. Sous l'influence de la force issue de la rotation de la Terre, ils sont déviés vers la droite dans l'hémisphère nord et vers la gauche dans l'hémisphère sud.

C'est ainsi que se forment des vents puissants et constants - les alizés. Dans l’hémisphère nord, les alizés soufflent du nord-est et dans l’hémisphère sud, du sud-est. Ainsi, le premier type zonal de circulation atmosphérique est Alizé.

Depuis les tropiques, l’air se déplace vers les latitudes tempérées. Déviés par la force de rotation de la Terre, ils commencent à se déplacer progressivement d'ouest en est. C’est précisément ce flux venu de l’Atlantique qui couvre les latitudes tempérées de toute l’Europe, y compris l’Ukraine. Le transport aérien occidental dans les latitudes tempérées constitue le deuxième type zonal de circulation atmosphérique planétaire.

Il est également naturel que l’air se déplace des zones de hautes pressions circumpolaires vers les latitudes tempérées, où la pression est faible.

Sous l'influence de la force de déviation de la rotation terrestre, cet air se déplace du nord-est dans l'hémisphère nord et du sud-est dans l'hémisphère sud. Le flux de masses d'air subpolaire oriental constitue le troisième type zonal de circulation atmosphérique.

Sur la carte de l'atlas, retrouvez les zones latitudinales où prédominent différents types de circulation d'air zonale.

En raison du réchauffement inégal des terres et des océans, le schéma zonal de mouvement des masses d'air est perturbé. Par exemple, dans l'est de l'Eurasie, sous les latitudes tempérées, le transport aérien vers l'ouest ne fonctionne que pendant six mois - en hiver. En été, lorsque le continent se réchauffe, les masses d'air, accompagnées de la fraîcheur de l'océan, se déplacent vers la terre ferme.

C'est ainsi que se produit le transfert d'air de mousson. Changer la direction du mouvement de l'air deux fois par an - caractéristique circulation de mousson. La mousson d'hiver est un flux d'air relativement froid et sec du continent vers l'océan.

Mousson d'été- mouvement d'air humide et chaud en sens inverse.

Types zonaux de circulation atmosphérique

Il y a trois principaux type zonal de circulation atmosphérique: alizé, transport aérien d'ouest et flux de masses d'air subpolaire est. Le transport aérien de mousson perturbe le modèle général de circulation atmosphérique et constitue une circulation de type azonal.

Circulation atmosphérique générale (page 1 sur 2)

Ministère des Sciences et de l'Éducation de la République du Kazakhstan

Académie d'économie et de droit du nom de l'U.A. Dzholdasbekova

Académie de la Faculté des sciences humaines et économiques

Discipline : Ecologie

Sur le thème : « Circulation générale de l’atmosphère »

Complété par : Tsarskaya Margarita

Groupe 102A

Vérifié par : Omarov B.B.

Taldykourgan 2011

Introduction

1. informations générales sur la circulation atmosphérique

2. Facteurs déterminant la circulation générale de l'atmosphère

3. Cyclones et anticyclones.

4. Vents affectant la circulation générale de l'atmosphère

5. Effet sèche-cheveux

6. Schéma général de circulation « Planète Machine »

Conclusion

Liste de la littérature utilisée

Introduction

Dans les pages de la littérature scientifique, on rencontre récemment fréquemment la notion de circulation atmosphérique générale, dont le sens est compris par chaque spécialiste à sa manière. Ce terme est systématiquement utilisé par les spécialistes de la géographie, de l'écologie et de la haute atmosphère.

Météorologues et climatologues, biologistes et médecins, hydrologues et océanologues, botanistes et zoologistes, et bien sûr écologistes, s'intéressent de plus en plus à la circulation générale de l'atmosphère.

Il n'y a pas de consensus sur la question de savoir si cette direction scientifique est apparue récemment ou si la recherche se poursuit depuis des siècles.

Nous proposons ci-dessous des définitions de la circulation générale de l'atmosphère en tant qu'ensemble de sciences et énumérons les facteurs qui l'influencent.

Une certaine liste de réalisations est donnée : des hypothèses, des développements et des découvertes qui marquent des jalons bien connus dans l'histoire de ce corpus scientifique et donnent une certaine idée de l'éventail des problèmes et des tâches qu'il considère.

Les traits distinctifs de la circulation générale de l'atmosphère sont décrits et également présentés. schéma le plus simple circulation générale appelée « machine planétaire ».

1. Informations générales sur la circulation atmosphérique

La circulation générale de l'atmosphère (du latin Circulatio - rotation, du grec atmos - vapeur et sphaira - boule) est un ensemble de courants d'air à grande échelle dans la troposphère et la stratosphère. De ce fait, les masses d’air s’échangent dans l’espace, ce qui contribue à la redistribution de la chaleur et de l’humidité.

La circulation générale de l'atmosphère est la circulation de l'air sur le globe, conduisant à son transfert des basses latitudes vers les hautes latitudes et vice-versa.

La circulation générale de l'atmosphère est déterminée par les zones de haute pression atmosphérique dans les régions polaires et latitudes tropicales et les zones de basse pression dans les latitudes tempérées et équatoriales.

Le mouvement des masses d'air se produit dans les directions latitudinale et méridionale. Dans la troposphère, la circulation atmosphérique comprend les alizés, les courants d'air d'ouest des latitudes tempérées, les moussons, les cyclones et les anticyclones.

La raison du mouvement des masses d'air est la répartition inégale de la pression atmosphérique et le réchauffement par le Soleil de la surface des terres, des océans, de la glace à différentes latitudes, ainsi que l'effet de déviation sur le flux d'air de la rotation de la Terre.

Les principaux modèles de circulation atmosphérique sont constants.

Dans la basse stratosphère, les courants d'air-jet sous les latitudes tempérées et subtropicales sont principalement occidentaux et sous les latitudes tropicales, vers l'est, et ils se déplacent à des vitesses allant jusqu'à 150 m/s (540 km/h) par rapport à la surface de la Terre.

Dans la basse troposphère, les directions dominantes du transport aérien diffèrent selon les zones géographiques.

Aux latitudes polaires vents d'est; dans les régions tempérées - celles de l'ouest avec des perturbations fréquentes par les cyclones et les anticyclones sont les plus stables sous les latitudes tropicales ;

En raison de la diversité de la surface sous-jacente, des déviations régionales - vents locaux - apparaissent dans la forme de la circulation générale de l'atmosphère.

2. Facteurs déterminant la circulation générale de l'atmosphère

– Répartition inégale de l’énergie solaire sur la surface terrestre et, par conséquent, répartition inégale de la température et de la pression atmosphérique.

– Forces de Coriolis et frottements, sous l’influence desquels les flux d’air acquièrent une direction latitudinale.

– Influence de la surface sous-jacente : présence de continents et d’océans, hétérogénéité du relief, etc.

La répartition des courants d'air à la surface de la Terre est zonale. Aux latitudes équatoriales, on observe un calme ou des vents faibles et variables. DANS zone tropicale les alizés dominent.

Alizés – vents constants, soufflant depuis 30 latitudes jusqu'à l'équateur, ayant une direction nord-est dans l'hémisphère nord et une direction sud-est dans l'hémisphère sud. A 30-35 ans ? Avec. et S. – zone calme, soi-disant. "latitudes du cheval".

Sous les latitudes tempérées, ils prédominent vents d'ouest(sud-ouest dans l'hémisphère nord, nord-ouest dans l'hémisphère sud). Aux latitudes polaires, des vents d'est soufflent (dans l'hémisphère nord, du nord-est, dans l'hémisphère sud, des vents du sud-est).

En réalité, le système éolien au-dessus de la surface terrestre est beaucoup plus complexe. Dans la zone subtropicale, dans de nombreuses régions, le transport des alizés est perturbé par les moussons d'été.

Aux latitudes tempérées et subpolaires, les cyclones et les anticyclones ont une énorme influence sur la nature des courants d'air, et sur les côtes est et nord - les moussons.

De plus, dans de nombreuses régions, des vents locaux surviennent en raison des caractéristiques du territoire.

3. Cyclones et anticyclones.

L'atmosphère est caractérisée par des mouvements vortex dont les plus importants sont les cyclones et les anticyclones.

Un cyclone est un vortex atmosphérique ascendant avec Pression artérielle faible au centre et un système de vents de la périphérie vers le centre, dirigés dans le sens inverse des aiguilles d'une montre dans l'hémisphère nord et dans le sens des aiguilles d'une montre dans l'hémisphère sud. Les cyclones sont divisés en cyclones tropicaux et extratropicaux. Prenons le cas des cyclones extratropicaux.

Le diamètre des cyclones extratropicaux est en moyenne d'environ 1 000 km, mais il y en a aussi plus de 3 000 km. Profondeur (pression au centre) – 1 000 à 970 hPa ou moins. Des vents forts soufflent dans un cyclone, atteignant généralement 10 à 15 m/s, mais peuvent atteindre 30 m/s ou plus.

La vitesse moyenne du cyclone est de 30 à 50 km/h. Le plus souvent, les cyclones se déplacent d’ouest en est, mais parfois ils viennent du nord, du sud et même de l’est. La zone de plus grande fréquence de cyclones est la 80ème latitude de l'hémisphère nord.

Les cyclones apportent un temps nuageux, pluvieux et venteux, rafraîchissant en été et réchauffant en hiver.

Les cyclones tropicaux (ouragans, typhons) se forment sous les latitudes tropicales ; c'est l'un des phénomènes naturels les plus redoutables et les plus dangereux. Leur diamètre est de plusieurs centaines de kilomètres (300-800 km, rarement plus de 1 000 km), mais ils se caractérisent par une grande différence de pression entre le centre et la périphérie, qui provoque de forts vents d'ouragan, des averses tropicales et de violents orages.

Un anticyclone est un vortex atmosphérique descendant avec une pression accrue au centre et un système de vents du centre vers la périphérie, dirigés dans le sens des aiguilles d'une montre dans l'hémisphère nord et dans le sens inverse des aiguilles d'une montre dans l'hémisphère sud. Les dimensions des anticyclones sont les mêmes que celles des cyclones, mais au stade avancé de leur développement, ils peuvent atteindre jusqu'à 4 000 km de diamètre.

La pression atmosphérique au centre des anticyclones est généralement comprise entre 1 020 et 1 030 hPa, mais peut atteindre plus de 1 070 hPa. La fréquence la plus élevée d'anticyclones se situe au-dessus des zones subtropicales des océans. Les anticyclones se caractérisent par un temps partiellement nuageux sans précipitations, avec des vents faibles au centre, de fortes gelées en hiver et de la chaleur en été.

4. Vents affectant la circulation générale de l’atmosphère

Moussons. Les moussons sont des vents saisonniers qui changent de direction deux fois par an. En été, ils soufflent d'un océan à l'autre, en hiver, d'une terre à l'autre. La raison de sa formation est le chauffage inégal des terres et de l’eau selon les saisons de l’année. Selon la zone de formation, les moussons sont divisées en tropicales et extratropicales.

Les moussons extratropicales sont particulièrement prononcées à l’est de l’Eurasie. La mousson d'été apporte l'humidité et la fraîcheur de l'océan, tandis que la mousson d'hiver souffle du continent, abaissant la température et l'humidité.

Les moussons tropicales sont plus prononcées dans le bassin de l'océan Indien. La mousson d'été souffle de l'équateur, elle est opposée à l'alizé et apporte des nuages, des précipitations, adoucit la chaleur estivale, la mousson d'hiver coïncide avec l'alizé, le renforce, apportant de la sécheresse.

Vents locaux. Les vents locaux ont une répartition locale, leur formation est associée aux caractéristiques d'un territoire donné - la proximité des plans d'eau, la nature du relief. Les plus courants sont les brises, le bora, le foehn, les vents de montagne et les vents catabatiques.

Brises (vent léger-fr) - vents le long des bords de mer, grands lacs et des rivières, changeant de direction deux fois par jour dans le sens inverse : la brise diurne souffle du réservoir vers le rivage, la brise nocturne du rivage vers le réservoir. Les brises sont causées par les variations quotidiennes de température et, par conséquent, par la pression exercée sur la terre et l'eau. Ils capturent une couche d'air de 1 à 2 km.

Leur vitesse est faible – 3-5 m/s. Une très forte brise marine diurne est observée sur les côtes désertiques occidentales des continents aux latitudes tropicales, baignées par des courants froids et eau froide, s'élevant au large dans la zone d'upwelling.

Là, il envahit des dizaines de kilomètres à l'intérieur des terres et produit un fort effet climatique : il abaisse la température, surtout en été, de 5 à 70 C, et en Afrique de l'Ouest jusqu'à 100 C, augmente l'humidité relative de l'air jusqu'à 85 %, favorise la formation de brouillard. et la rosée.

Des phénomènes similaires aux brises marines diurnes peuvent être observés en périphérie grandes villes, où l'air plus froid circule des banlieues vers le centre, car des « points de chaleur » existent au-dessus des villes tout au long de l'année.

Les vents des montagnes et des vallées ont une périodicité quotidienne : pendant la journée, le vent souffle dans la vallée et le long des pentes des montagnes, la nuit, au contraire, l'air refroidi descend. La montée de l'air diurne conduit à la formation de cumulus sur les pentes des montagnes ; la nuit, à mesure que l'air descend et se réchauffe de manière adiabatique, la nébulosité disparaît.

Les vents glaciaires sont des vents froids qui soufflent constamment des glaciers de montagne vers les pentes et les vallées. Ils sont provoqués par le refroidissement de l'air au-dessus de la glace. Leur vitesse est de 5 à 7 m/s, leur épaisseur est de plusieurs dizaines de mètres. Ils sont plus intenses la nuit, car amplifiés par les vents de pente.

Circulation atmosphérique générale

1) En raison de l'inclinaison de l'axe terrestre et de la sphéricité de la Terre, les régions équatoriales reçoivent plus d'énergie solaire que les régions polaires.

2) A l'équateur, l'air se réchauffe → se dilate → monte → une zone de basse pression se forme. 3) Aux pôles, l'air se refroidit → devient plus dense → tombe → une zone de haute pression se forme.

4) En raison de la différence de pression atmosphérique, les masses d'air commencent à se déplacer des pôles vers l'équateur.

La direction et la vitesse des vents sont également influencées par :

  • propriétés des masses d'air (humidité, température...)
  • surface sous-jacente (océans, chaînes de montagnes, etc.)
  • rotation du globe autour de son axe (force de Coriolis)1) système général (global) de courants d'air sur la surface terrestre, dont les dimensions horizontales sont comparables à celles des continents et des océans, et l'épaisseur de plusieurs km à des dizaines de km.

Alizés - Ce sont des vents constants soufflant des tropiques vers l'équateur.

Raison : à l’équateur, il y a toujours une basse pression (courants ascendants), et sous les tropiques, il y a toujours une haute pression (courants descendants).

Du fait de l'action de la force de Coriolis : les alizés de l'hémisphère Nord ont une direction nord-est (dévient vers la droite)

Alizés de l'hémisphère sud - sud-est (déviation vers la gauche)

Vents du nord-est(dans l'hémisphère nord) et vents du sud-est(dans l'hémisphère sud).
Raison : les courants d'air se déplacent des pôles vers des latitudes modérées et, sous l'influence de la force de Coriolis, sont déviés vers l'ouest. Les vents d'ouest sont des vents soufflant des tropiques vers les latitudes tempérées, principalement d'ouest en est.

Raison : sous les tropiques, la pression est élevée, et sous les latitudes tempérées, elle est faible, donc une partie de l'air de la région E.D. se déplace vers la région N.D. Lorsqu'ils se déplacent sous l'influence de la force de Coriolis, les courants d'air sont déviés vers l'est.

Les vents d'ouest apportent de l'air chaud et humide en Estonie, car des masses d'air se forment au-dessus des eaux du courant chaud de l'Atlantique Nord.

L'air dans le cyclone se déplace de la périphérie vers le centre ;

Dans la partie centrale du cyclone, l'air monte et

Il se refroidit, donc des nuages ​​et des précipitations se forment ;

Pendant les cyclones, le temps est nuageux avec des vents forts :

en été– pluvieux et frais,
en hiver– avec dégels et chutes de neige.

Anticyclone- Il s'agit d'une zone de haute pression atmosphérique avec un maximum au centre.
l'air dans l'anticyclone se déplace du centre vers la périphérie ; dans la partie centrale de l'anticyclone, l'air descend et se réchauffe, son humidité baisse, les nuages ​​se dissipent ; Pendant les anticyclones, un temps clair et sans vent s'installe :

en été il fait chaud,

en hiver, il fait glacial.

Circulation atmosphérique

Définition 1

Circulation est un système de mouvement de masses d'air.

La circulation peut être générale à l'échelle mondiale et locale, qui se produit sur des territoires et des plans d'eau individuels. La circulation locale comprend les brises diurnes et nocturnes qui se produisent sur les côtes des mers, les vents de montagne et de vallée, les vents glaciaires, etc.

Circulation locale à certaines heures et dans certains endroits peuvent se superposer aux courants de circulation générale. Avec la circulation générale de l'atmosphère, d'énormes vagues et vortex y apparaissent, qui se développent et se déplacent de différentes manières.

Ces perturbations atmosphériques sont les cyclones et les anticyclones, qui sont des éléments caractéristiques de la circulation générale de l'atmosphère.

En raison du mouvement des masses d'air, qui se produit sous l'influence des centres de pression atmosphérique, les zones sont humidifiées. Du fait que des mouvements d'air de différentes échelles existent simultanément dans l'atmosphère, se chevauchant, la circulation atmosphérique est un processus très complexe.

Vous ne comprenez rien ?

Essayez de demander de l'aide à vos professeurs

Le mouvement des masses d'air à l'échelle planétaire est influencé par 3 facteurs principaux :

  • Répartition zonale du rayonnement solaire ;
  • Rotation axiale de la Terre et, par conséquent, déviation des flux d'air par rapport à la direction du gradient ;
  • Hétérogénéité de la surface terrestre.

    • Ces facteurs compliquent la circulation générale de l'atmosphère.

    Si la Terre était homogène et n'a pas tourné autour de son axe - alors la température et la pression à la surface de la terre correspondraient aux conditions thermiques et seraient de nature latitudinale. Cela signifie que la baisse de température se produirait de l’équateur vers les pôles.

    Avec cette répartition, l’air chaud à l’équateur monte et l’air froid aux pôles descend. En conséquence, il s’accumulerait à l’équateur dans la partie supérieure de la troposphère, et la pression serait élevée, et aux pôles, elle serait faible.

    En altitude, l'air s'écoulerait dans la même direction et entraînerait une diminution de la pression au-dessus de l'équateur et une augmentation au-dessus des pôles. L'écoulement de l'air près de la surface terrestre se produirait depuis les pôles, où la pression est élevée, vers l'équateur dans la direction méridionale.

    Il s'avère que la cause thermique est la première cause de la circulation atmosphérique - différentes températures conduit à des pressions différentes selon les latitudes. En réalité, la pression est faible au-dessus de l’équateur et élevée aux pôles.

    Sur une rotation uniforme Sur Terre, dans la haute troposphère et la basse stratosphère, les vents, lorsqu'ils soufflent vers les pôles, dans l'hémisphère nord, devraient dévier vers la droite, dans l'hémisphère sud, vers la gauche et en même temps devenir vers l'ouest.

    Dans la basse troposphère, les vents, soufflant des pôles vers l’équateur et déviant, deviendraient de l’est dans l’hémisphère nord et du sud-est dans l’hémisphère sud. La deuxième raison de la circulation atmosphérique est clairement visible : la dynamique. La composante zonale de la circulation générale de l'atmosphère est déterminée par la rotation de la Terre.

    La surface sous-jacente avec une répartition inégale des terres et de l'eau a une influence significative sur la circulation générale de l'atmosphère.

    Cyclones

    La couche inférieure de la troposphère est caractérisée par des tourbillons qui apparaissent, se développent et disparaissent. Certains tourbillons sont très petits et passent inaperçus, tandis que d'autres ont une grande influence sur le climat de la planète. Tout d'abord, cela s'applique aux cyclones et aux anticyclones.

    Définition 2

    Cyclone est un énorme vortex atmosphérique avec une basse pression au centre.

    Dans l'hémisphère nord, l'air dans un cyclone se déplace dans le sens inverse des aiguilles d'une montre, dans l'hémisphère sud, dans le sens des aiguilles d'une montre. L'activité cyclonique aux latitudes moyennes est une caractéristique de la circulation atmosphérique.

    Les cyclones surviennent en raison de la rotation de la Terre et de la force de déviation de Coriolis, et dans leur développement, ils passent par des étapes depuis leur création jusqu'à leur remplissage. En règle générale, les cyclones se produisent sur les fronts atmosphériques.

    Deux masses d'air de températures opposées, séparées par un front, sont entraînées dans un cyclone. L'air chaud à l'interface est injecté dans une région d'air froid et dévié vers les hautes latitudes.

    L'équilibre est perturbé et l'air froid de la partie arrière est obligé de pénétrer vers les basses latitudes. Un virage frontal cyclonique se produit, qui est une énorme vague se déplaçant d’ouest en est.

    Le stade de vague est première étape développement des cyclones.

    L'air chaud monte et glisse le long de la surface frontale à l'avant de la vague. Les vagues qui en résultent, d'une longueur de 1 000 $ km ou plus, sont instables dans l'espace et continuent de se développer.

    Dans le même temps, le cyclone se déplace vers l'est à une vitesse de 100$ km par jour, la pression continue de baisser, le vent devient plus fort, l'amplitude de la vague augmente. Ce Deuxième étape– stade d'un jeune cyclone.

    Sur des cartes spéciales, un jeune cyclone est délimité par plusieurs isobares.

    À mesure que l’air chaud se déplace vers les latitudes élevées, un front chaud se forme, et à mesure que l’air froid se déplace vers les latitudes tropicales, il forme un front froid. Les deux fronts font partie d’un tout. Un front chaud se déplace plus lentement qu’un front froid.

    Si un front froid rattrape un front chaud et fusionne avec lui, un front d'occlusion. L'air chaud monte et se tord en spirale. Ce troisième étape développement du cyclone – ​​étape d’occlusion.

    Quatrième étape– le remplir est définitif. L'air chaud est finalement poussé vers le haut et refroidi, les contrastes de température disparaissent, le cyclone se refroidit sur toute sa surface, ralentit et finit par se remplir. De sa création jusqu'à son remplissage, la durée de vie d'un cyclone dure entre 5$ et 7$ par jour.

    Note 1

    Les cyclones apportent un temps nuageux, frais et pluvieux en été et un dégel en hiver. Les cyclones d'été se déplacent à une vitesse de 400$ à 800$ de km par jour, ceux d'hiver - jusqu'à 1 000$ de km par jour.

    Anticyclones

    L'activité cyclonique est associée à l'émergence et au développement d'anticyclones frontaux.

    Définition 3

    Anticyclone est un énorme vortex atmosphérique avec une haute pression au centre.

    Les anticyclones se forment à l'arrière du front froid d'un jeune cyclone dans l'air froid et ont leurs propres stades de développement.

    Il n’y a que trois étapes dans le développement d’un anticyclone :

  • Stade d'un jeune anticyclone, qui est une formation mobile à faible pression. Il se déplace généralement à la même vitesse que le cyclone qui le précède. Au centre de l'anticyclone, la pression augmente progressivement. Le temps est clair, sans vent et partiellement nuageux ;
  • Au deuxième stade, le développement maximal de l'anticyclone se produit. Il s'agit déjà d'une formation à haute pression avec la pression la plus élevée au centre. L'anticyclone développé au maximum peut atteindre plusieurs milliers de kilomètres de diamètre. En son centre se forment des inversions de surface et de haute altitude. Le temps est clair et calme, mais une humidité élevée provoque du brouillard, de la brume et des stratus. Comparé à un jeune anticyclone, l’anticyclone le plus développé se déplace beaucoup plus lentement ;
  • La troisième étape est associée à la destruction de l'anticyclone. Il s'agit d'une formation barique élevée, chaude et sédentaire. L'étape est caractérisée par une baisse progressive de la pression atmosphérique et le développement de nébulosité. La destruction de l’anticyclone peut s’étaler sur plusieurs semaines et parfois plusieurs mois.

    • Circulation atmosphérique générale

    Les objets d'étude de la circulation générale de l'atmosphère sont les cyclones et anticyclones en mouvement des latitudes tempérées avec leurs conditions météorologiques évoluant rapidement : alizés, moussons, cyclones tropicaux, etc. Caractéristiques typiques de la circulation générale de l'atmosphère, stables dans le temps ou se répétant plus souvent que d'autres, sont révélés par la moyenne des éléments météorologiques sur de longues périodes d'observation,

    En figue. 8, 9 montrent la répartition moyenne à long terme du vent à la surface de la Terre en janvier et juillet. En janvier, c'est à dire

    en hiver, dans l'hémisphère Nord, des vortex anticycloniques géants sont bien visibles sur l'Amérique du Nord et un vortex particulièrement intense sur Asie centrale.

    En été, les tourbillons anticycloniques au-dessus des terres sont détruits en raison du réchauffement du continent, et au-dessus des océans, ces tourbillons s'intensifient considérablement et se propagent vers le nord.

    Pression à la surface de la Terre en millibars et courants atmosphériques dominants

    Étant donné que dans la troposphère, l'air des latitudes équatoriales et tropicales est chauffé beaucoup plus intensément que dans les régions polaires, la température et la pression de l'air diminuent progressivement dans la direction de l'équateur vers les pôles. Comme le disent les météorologues, le gradient planétaire de température et de pression est dirigé dans la troposphère moyenne, de l'équateur vers les pôles.

    (En météorologie, le gradient de température et de pression est pris dans la direction opposée à celle de la physique.) L'air est un milieu très mobile. Si la Terre ne tournait pas autour de son axe, alors dans les couches inférieures de l'atmosphère, l'air circulerait de l'équateur vers les pôles et dans les couches supérieures, il retournerait à l'équateur.

    Mais la Terre tourne à une vitesse angulaire de 2n/86 400 radians par seconde. Les particules d'air, se déplaçant des basses aux hautes latitudes, conservent des vitesses linéaires élevées par rapport à la surface de la Terre, acquises en basses latitudes, et s'écartent donc à mesure qu'ils se déplacent vers l'est. Un transfert d'air ouest-est se forme dans la troposphère, comme le reflète la figure. dix.

    Cependant, un tel régime de courant régulier n'est observé que sur des cartes de valeurs moyennes. Des «instantanés» des courants d'air donnent des positions très diverses, à chaque fois nouvelles et non répétitives des cyclones, des anticyclones, des courants d'air, des zones de rencontre de l'air chaud et de l'air froid, c'est-à-dire des fronts atmosphériques.

    Les fronts atmosphériques jouent un rôle important dans la circulation générale de l'atmosphère, car des transformations importantes de l'énergie des masses d'air d'un type à un autre s'y produisent.

    En figue. La figure 10 montre schématiquement la position des principales sections frontales dans la moyenne troposphère et près de la surface terrestre. AVEC fronts atmosphériques De nombreux phénomènes météorologiques sont associés aux zones frontales.

    Des tourbillons cycloniques et anticycloniques apparaissent ici, des nuages ​​​​épais et des zones de précipitations se forment et le vent augmente.

    Lorsqu'un front atmosphérique passe par un point donné, un refroidissement ou un réchauffement notable est généralement clairement observé et le caractère entier du temps change brusquement. Des caractéristiques intéressantes se trouvent dans la structure de la stratosphère.

    Zone frontale planétaire dans la troposphère moyenne

    Si la chaleur est située dans la troposphère près de l'équateur ; les masses d'air sont froides aux pôles, puis dans la stratosphère, surtout pendant la moitié chaude de l'année, la situation est tout le contraire ; aux pôles ici l'air est relativement plus chaud, et à l'équateur il est froid.

    Les gradients de température et de pression sont dirigés dans la direction opposée par rapport à la troposphère.

    L'influence de la force de déviation de la rotation terrestre, qui a conduit à la formation d'un transfert ouest-est dans la troposphère, crée une zone est-est dans la stratosphère. vents d'ouest.

    Localisation moyenne des axes du courant-jet dans l'hémisphère Nord en hiver

    Les vitesses de vent les plus élevées, et donc l’énergie cinétique de l’air la plus élevée, sont observées dans les courants-jets.

    Au sens figuré, les courants-jets sont des rivières d'air dans l'atmosphère, des rivières coulant à la limite supérieure de la troposphère, dans les couches séparant la troposphère de la stratosphère, c'est-à-dire dans les couches proches de la tropopause (Fig. 11 et 12).

    La vitesse du vent dans les courants-jets atteint 250 à 300 km/h - en hiver ; et 100 - 140 km/h - en été. Ainsi, un avion à basse vitesse, tombant dans un tel courant-jet, peut voler « à reculons ».

    Localisation moyenne des axes du courant-jet dans l'hémisphère Nord en été

    La longueur des courants-jets atteint plusieurs milliers de kilomètres. Sous les courants-jets de la troposphère, on observe des « rivières » d'air plus larges et moins rapides - des zones frontales planétaires de haute altitude, qui jouent également un rôle important dans la circulation générale de l'atmosphère.

    L'apparition de vitesses de vent élevées dans les courants-jets et dans les zones frontales planétaires de haute altitude se produit en raison de la présence ici d'une grande différence de température de l'air entre les masses d'air voisines.

    La présence d'une différence de température de l'air, ou comme on dit, de « contraste de température », entraîne une augmentation du vent avec l'altitude. La théorie montre qu’une telle augmentation est proportionnelle au gradient horizontal de température de la couche d’air en question.

    Dans la stratosphère, du fait de l'inversion du gradient méridional de température de l'air, l'intensité des courants-jets diminue et ceux-ci disparaissent.

    Malgré la grande étendue des zones frontales planétaires de haute altitude et des courants-jets, ils n'entourent généralement pas la totalité du globe, mais se terminent là où les contrastes horizontaux de température entre les masses d'air s'affaiblissent. Les contrastes de température les plus fréquents et les plus spectaculaires se produisent sur le front polaire, qui sépare l'air des latitudes tempérées de l'air tropical.

    Position de l'axe de la zone frontale altitudinale avec échange méridional de masses d'air insignifiant

    Des zones frontales planétaires de haute altitude et des courants-jets se produisent souvent dans le système du front polaire. Bien qu'en moyenne les zones frontales planétaires de haute altitude aient une direction d'ouest en est, dans des cas spécifiques, la direction de leurs axes est très diverse. Le plus souvent, sous les latitudes tempérées, ils ont un caractère ondulatoire. En figue.

    13, 14 montrent les positions des axes des zones frontales de haute altitude en cas de transport stable ouest-est et en cas d'échange méridional de masses d'air développé.

    Une caractéristique importante des courants d'air dans la stratosphère et la mésosphère au-dessus des régions équatoriales et tropicales est l'existence de plusieurs couches d'air avec des directions presque opposées de vents forts.

    L'émergence et le développement de cette structure multicouche du champ de vent changent ici à certains intervalles de temps, mais pas entièrement coïncidents, qui peuvent également servir d'une sorte de signe pronostique.

    Si nous ajoutons à cela que le phénomène de réchauffement brutal de la stratosphère polaire, qui se produit régulièrement en hiver, est d'une manière ou d'une autre lié aux processus dans la stratosphère se produisant sous les latitudes tropicales et aux processus troposphériques dans les latitudes modérées et élevées, alors il Il devient clair à quel point ces conditions atmosphériques complexes et fantaisistes développent des processus qui affectent directement le régime météorologique dans les latitudes tempérées.

    Position de l'axe de la zone frontale altitudinale avec échange méridional important de masses d'air

    L'état de la surface sous-jacente, en particulier l'état de la couche d'eau active supérieure de l'océan mondial, est d'une grande importance pour la formation de processus atmosphériques à grande échelle. La surface de l'océan mondial représente près des 3/4 de la surface totale de la Terre (Fig. 15).

    Courants marins

    En raison de leur capacité thermique élevée et de leur capacité à se mélanger facilement, les eaux océaniques emmagasinent la chaleur pendant une longue période lors des rencontres avec l'air chaud sous les latitudes tempérées et tout au long de l'année sous les latitudes méridionales. La chaleur emmagasinée est transportée loin vers le nord par les courants marins et réchauffe les zones voisines.

    La capacité thermique de l’eau est plusieurs fois supérieure à la capacité thermique du sol et des roches qui composent la terre. La masse d'eau chauffée sert d'accumulateur de chaleur, avec laquelle elle alimente l'atmosphère. Il convient de noter que la terre reflète bien mieux les rayons du soleil que la surface de l’océan.

    La surface de la neige et de la glace reflète particulièrement bien les rayons du soleil ; 80 à 85 % de tout le rayonnement solaire tombant sur la neige y est réfléchi. La surface de la mer, au contraire, absorbe la quasi-totalité du rayonnement qui lui tombe dessus (55 à 97 %). À la suite de tous ces processus, l’atmosphère directement du Soleil ne reçoit que 1/3 de toute l’énergie entrante.

    Il reçoit les 2/3 restants de son énergie de la surface sous-jacente chauffée par le Soleil, principalement de la surface de l'eau. Le transfert de chaleur de la surface sous-jacente vers l’atmosphère se produit de plusieurs manières. Premièrement, un grand nombre de La chaleur solaire est dépensée pour évaporer l’humidité de la surface de l’océan vers l’atmosphère.

    Lorsque cette humidité se condense, de la chaleur est libérée, ce qui réchauffe les couches d'air environnantes. Deuxièmement, la surface sous-jacente dégage de la chaleur dans l’atmosphère par le biais d’un échange thermique turbulent (c’est-à-dire vortex, désordonné). Troisièmement, la chaleur est transférée par voie thermique un rayonnement électromagnétique. En raison de l’interaction de l’océan avec l’atmosphère, des changements importants se produisent dans cette dernière.

    La couche de l'atmosphère dans laquelle pénètre la chaleur et l'humidité de l'océan, en cas d'invasion d'air froid sur la surface chaude de l'océan, atteint 5 km ou plus. Dans les cas où l'air chaud envahit la surface de l'eau froide de l'océan, la hauteur à laquelle s'étend l'influence de l'océan ne dépasse pas 0,5 km.

    En cas d'invasion d'air froid, l'épaisseur de sa couche, influencée par l'océan, dépend principalement de l'ampleur de la différence de température entre l'eau et l'air. Si l'eau est plus chaude que l'air, une puissante convection se développe, c'est-à-dire des mouvements d'air ascendants désordonnés, qui conduisent à la pénétration de chaleur et d'humidité dans les hautes couches de l'atmosphère.

    Au contraire, si l'air est plus chaud que l'eau, alors la convection ne se produit pas et l'air ne modifie ses propriétés que dans les couches les plus basses. Au-dessus de courant chaud Le Gulf Stream dans l'océan Atlantique, avec l'invasion d'air très froid, les transferts de chaleur depuis l'océan peuvent atteindre jusqu'à 2000 cal/cm2 par jour et s'étendre à l'ensemble de la troposphère.

    L'air chaud peut perdre 20 à 100 cal/cm2 par jour à la surface froide de l'océan. Les changements dans les propriétés de l'air tombant sur la surface océanique chaude ou froide se produisent assez rapidement - de tels changements peuvent être remarqués à un niveau de 3 ou 5 km dans la journée suivant le début de l'invasion.

    Quelles augmentations de température de l'air peuvent se produire à la suite de sa transformation (changement) au-dessus de la surface de l'eau sous-jacente ? Il s’avère que pendant la moitié froide de l’année, l’atmosphère au-dessus de l’Atlantique se réchauffe de 6° en moyenne, et parfois de 20° par jour. L'atmosphère peut se rafraîchir de 2 à 10° par jour. On estime que dans l'océan Atlantique Nord, c'est-à-dire

    Là où se produit le transfert de chaleur le plus intense de l’océan vers l’atmosphère, l’océan dégage 10 à 30 fois plus de chaleur qu’il n’en reçoit de l’atmosphère. Il est naturel que les réserves de chaleur de l'océan soient reconstituées par l'afflux d'eaux océaniques chaudes en provenance des latitudes tropicales. Les courants d'air répartissent la chaleur reçue de l'océan sur des milliers de kilomètres. L’influence du réchauffement des océans heure d'hiver conduit au fait que la différence de température de l'air entre les parties nord-est des océans et des continents est de 15 à 20° aux latitudes 45 à 60° près de la surface de la terre et de 4 à 5° dans la troposphère moyenne. Par exemple, l’effet du réchauffement de l’océan sur le climat de l’Europe du Nord a été bien étudié.

    En hiver, la partie nord-ouest de l'océan Pacifique est sous l'influence de l'air froid du continent asiatique, ce qu'on appelle la mousson d'hiver, qui s'étend sur 1 à 2 000 km de profondeur dans l'océan dans la couche superficielle et sur 3 à 4 000 km. km dans la troposphère moyenne (Fig. 16) .

    Quantités annuelles de chaleur transférées par les courants marins

    En été, il fait plus froid au-dessus de l'océan que sur les continents, donc l'air provenant de l'océan Atlantique refroidit l'Europe et l'air du continent asiatique se réchauffe. Océan Pacifique. Cependant, le tableau décrit ci-dessus est typique des conditions de circulation moyennes.

    Les changements quotidiens dans l'ampleur et la direction des flux de chaleur de la surface sous-jacente vers l'atmosphère et inversement sont très divers et ont une grande influence sur les changements dans les processus atmosphériques eux-mêmes.

    Il existe des hypothèses selon lesquelles les particularités du développement des échanges thermiques entre différentes parties de la surface sous-jacente et l'atmosphère déterminent le caractère stable des processus atmosphériques sur de longues périodes de temps.

    Si l'air se réchauffe au-dessus de la surface de l'eau anormalement (au-dessus de la normale) de l'une ou l'autre partie de l'océan mondial dans les latitudes tempérées de l'hémisphère nord, une zone de haute pression (crête de pression) se forme dans la troposphère moyenne. , le long de la périphérie orientale de laquelle commence le transfert des masses d'air froid de l'Arctique, et le long de sa partie ouest - le transfert de l'air chaud des latitudes tropicales vers le nord. Cette situation peut conduire à la persistance d'anomalies météorologiques à long terme à la surface de la Terre dans certaines régions - sèches et chaudes ou pluvieuses et fraîches en été, glaciales et sèches ou chaudes et neigeuses en hiver. La nébulosité joue un rôle très important dans la formation des processus atmosphériques en régulant le flux de chaleur solaire vers la surface de la Terre. La couverture nuageuse augmente considérablement la proportion de rayonnement réfléchi et réduit ainsi le réchauffement de la surface de la Terre, ce qui, à son tour, affecte la nature des processus synoptiques. Il s'avère que c'est un peu similaire retour: la nature de la circulation atmosphérique influence la création de systèmes nuageux, et les systèmes nuageux, à leur tour, influencent les changements de circulation. Nous n'avons répertorié que les facteurs « terrestres » étudiés les plus importants qui influencent la formation du temps et la circulation de l'air. L'activité du Soleil joue un rôle particulier dans l'étude des causes des changements dans la CIRCULATION générale de l'atmosphère. Ici, il est nécessaire de distinguer les changements dans la circulation de l'air sur Terre en relation avec les changements dans le flux total de chaleur provenant du Soleil vers la Terre en raison des fluctuations de la valeur de ce qu'on appelle la constante solaire. Cependant, comme le montrent des recherches récentes, il ne s’agit en réalité pas d’une valeur strictement constante. L'énergie de la circulation atmosphérique est continuellement reconstituée par l'énergie envoyée par le Soleil. Par conséquent, si l’énergie totale envoyée par le Soleil fluctue de manière significative, cela peut affecter les changements de circulation et les conditions météorologiques sur Terre. Cette question n'a pas encore été suffisamment étudiée. Quant aux modifications de l'activité solaire, il est bien connu que diverses perturbations apparaissent à la surface du Soleil, taches solaires, facules, flocules, proéminences, etc. Ces perturbations provoquent des modifications temporaires de la composition du rayonnement solaire, de la composante ultraviolette et corpusculaire ( c'est-à-dire constitué de particules chargées, principalement des protons) du rayonnement du Soleil. Certains météorologues pensent que les changements dans l'activité solaire sont associés aux processus troposphériques de l'atmosphère terrestre, c'est-à-dire aux conditions météorologiques.

    Cette dernière affirmation nécessite des recherches plus approfondies, principalement en raison du fait que le cycle bien manifesté de 11 ans de l'activité solaire n'est pas clairement visible dans les conditions météorologiques sur Terre.

    On sait qu'il existe des écoles entières de prévisionnistes météorologiques qui réussissent assez bien à prédire le temps en relation avec les changements de l'activité solaire.

    Vent et circulation atmosphérique générale

    Le vent est le mouvement de l’air depuis des zones de pression atmosphérique plus élevée vers des zones de pression plus faible. La vitesse du vent est déterminée par l’ampleur de la différence de pression atmosphérique.

    L'influence du vent sur la navigation doit être constamment prise en compte, car il provoque la dérive des navires, les vagues de tempête, etc.
    En raison du chauffage inégal des différentes parties du globe, il existe un système de courants atmosphériques à l'échelle planétaire (circulation atmosphérique générale).

    Le flux d'air est constitué de vortex individuels se déplaçant de manière aléatoire dans l'espace. Par conséquent, la vitesse du vent mesurée à tout moment change continuellement au fil du temps. Les plus grandes fluctuations de la vitesse du vent sont observées dans la couche proche de l'eau. Afin de pouvoir comparer les vitesses du vent, une hauteur de 10 mètres au-dessus du niveau de la mer a été prise comme hauteur standard.

    La vitesse du vent est exprimée en mètres par seconde, la force du vent en points. La relation entre eux est déterminée par l'échelle de Beaufort.

    Échelle de Beaufort

    Les fluctuations de la vitesse du vent sont caractérisées par le coefficient de rafales, qui s'entend comme le rapport entre la vitesse maximale des rafales de vent et sa vitesse moyenne obtenue sur 5 à 10 minutes.
    À mesure que la vitesse moyenne du vent augmente, le coefficient de rafales diminue. À des vitesses de vent élevées, le coefficient de rafales est d'environ 1,2 à 1,4.

    Les alizés sont des vents qui soufflent toute l'année dans une seule direction dans la zone allant de l'équateur à 35° N. w. et jusqu'à 30° sud. w. Stable en direction : dans l'hémisphère nord - nord-est, dans l'hémisphère sud - sud-est. Vitesse – jusqu'à 6 m/s.

    Les moussons sont des vents des latitudes tempérées, soufflant de l'océan vers le continent en été et du continent vers l'océan en hiver. Atteignez des vitesses de 20 m/s. Les moussons apportent un temps sec, clair et froid sur la côte en hiver, et un temps nuageux avec pluie et brouillard en été.

    Des brises surviennent en raison du chauffage inégal de l'eau et de la terre pendant la journée. Pendant la journée, le vent souffle de la mer vers la terre (brise marine). La nuit, de la côte glacée à la mer (brise de rivage). Vitesse du vent 5 – 10 m/s.

    Les vents locaux surviennent dans certaines zones en raison des caractéristiques du relief et diffèrent fortement du flux d'air général : ils résultent d'un chauffage (refroidissement) inégal de la surface sous-jacente. Des informations détaillées sur les vents locaux sont fournies dans les instructions nautiques et les descriptions hydrométéorologiques.

    Bora est un vent fort et en rafales dirigé vers le versant d'une montagne. Apporte un refroidissement important.

    On l'observe dans les zones où une chaîne de montagnes basses borde la mer, pendant les périodes où la pression atmosphérique augmente au-dessus des terres et la température diminue par rapport à la pression et à la température au-dessus de la mer.

    Dans la région de la baie de Novorossiysk, la bora fonctionne de novembre à mars avec des vitesses de vent moyennes d'environ 20 m/s (les rafales individuelles peuvent atteindre 50 à 60 m/s). La durée d'action est de un à trois jours.

    Des vents similaires sont observés à Novaya Zemlya, sur la côte méditerranéenne de la France (mistral) et au large des rives nord de la mer Adriatique.

    Sirocco – vent chaud et humide de la partie centrale mer Méditerranée accompagné de nuages ​​et de précipitations.

    Les tornades sont des tourbillons au-dessus de la mer d'un diamètre pouvant atteindre plusieurs dizaines de mètres, constitués de projections d'eau. Ils durent jusqu'à un quart de journée et se déplacent à des vitesses allant jusqu'à 30 nœuds. La vitesse du vent à l’intérieur d’une tornade peut atteindre jusqu’à 100 m/s.

    Les vents de tempête surviennent principalement dans les zones à faible pression atmosphérique. Les cyclones tropicaux atteignent une force particulièrement élevée, avec des vitesses de vent dépassant souvent 60 m/s.

    De fortes tempêtes sont également observées sous les latitudes tempérées. Lors du déplacement, les masses d'air chaud et froid entrent inévitablement en contact les unes avec les autres.

    La zone de transition entre ces masses est appelée front atmosphérique. Le passage du front s'accompagne d'un brusque changement de météo.

    Un front atmosphérique peut être stationnaire ou en mouvement. Il existe des fronts chauds, des fronts froids et des fronts d’occlusion. Les principaux fronts atmosphériques sont : arctique, polaire et tropical. Sur les cartes synoptiques, les fronts sont représentés par des lignes (front line).

    Un front chaud se forme lorsque des masses d’air chaud attaquent des masses d’air froid. Sur les cartes météorologiques, un front chaud est marqué par une ligne continue avec des demi-cercles le long du front indiquant la direction de l'air plus froid et la direction du mouvement.

    À l’approche du front chaud, la pression commence à baisser, les nuages ​​s’épaississent et de fortes précipitations commencent à tomber. En hiver, des stratus bas apparaissent généralement au passage d'un front. La température et l'humidité augmentent lentement.

    Au passage d’un front, les températures et l’humidité augmentent généralement rapidement et les vents se lèvent. Après le passage du front, la direction du vent change (le vent tourne dans le sens des aiguilles d'une montre), la chute de pression s'arrête et commence sa légère augmentation, les nuages ​​​​se dissipent et les précipitations s'arrêtent.

    Un front froid se forme lorsque des masses d'air froid attaquent des masses d'air plus chaudes (Fig. 18.2). Sur les cartes météorologiques, un front froid est représenté par une ligne continue avec des triangles le long du front indiquant des températures plus chaudes et la direction du mouvement. La pression devant le front chute fortement et inégalement, le navire se retrouve dans une zone d'averses, d'orages, de grains et de fortes vagues.

    Un front d’occlusion est un front formé par la fusion d’un front chaud et froid. Il apparaît comme une ligne continue avec une alternance de triangles et de demi-cercles.

    Section d'un front chaud

    Coupe transversale d'un front froid

    Un cyclone est un vortex atmosphérique d’un diamètre énorme (de plusieurs centaines à plusieurs milliers de kilomètres) avec une faible pression atmosphérique en son centre. L'air d'un cyclone circule dans le sens inverse des aiguilles d'une montre dans l'hémisphère nord et dans le sens des aiguilles d'une montre dans l'hémisphère sud.

    Il existe deux principaux types de cyclones : extratropicaux et tropicaux.

    Les premiers se forment sous les latitudes tempérées ou polaires et ont un diamètre de mille kilomètres au début de leur développement, et jusqu'à plusieurs milliers dans le cas du cyclone dit central.

    Un cyclone tropical est un cyclone formé sous les latitudes tropicales ; c'est un vortex atmosphérique avec une faible pression atmosphérique au centre avec des vitesses de vent semblables à celles d'une tempête. Les cyclones tropicaux formés se déplacent avec les masses d'air d'est en ouest, tout en s'écartant progressivement vers les hautes latitudes.

    De tels cyclones sont également caractérisés par ce qu'on appelle L’« œil du cyclone » est une zone centrale d’un diamètre de 20 à 30 km avec un temps relativement clair et sans vent. Environ 80 cyclones tropicaux sont observés chaque année dans le monde.

    Vue d'un cyclone depuis l'espace

    Trajectoires des cyclones tropicaux

    Sur Extrême Orient et en Asie du Sud-Est, les cyclones tropicaux sont appelés typhons (du chinois tai feng - grand vent), et en Amérique du Nord et du Sud - ouragans (espagnol huracán d'après le dieu indien du vent).
    Il est généralement admis qu'une tempête devient un ouragan lorsque la vitesse du vent dépasse 120 km/h à une vitesse de 180 km/h, l'ouragan est appelé ouragan fort ;

    7. Vent. Circulation atmosphérique générale

    Conférence 7. Vent. Circulation atmosphérique générale

    Vent – Il s'agit du mouvement de l'air par rapport à la surface de la Terre, dans lequel prédomine la composante horizontale. Lorsque le mouvement du vent vers le haut ou vers le bas est pris en compte, la composante verticale est également prise en compte. Le vent est caractérisé direction, vitesse et impétuosité.

    La cause du vent est la différence de pression atmosphérique en différents points, déterminée par le gradient de pression horizontal. La pression n'est pas la même, principalement en raison des différents degrés de chauffage et de refroidissement de l'air, et diminue avec l'altitude.

    Pour avoir une idée de la répartition de la pression à la surface du globe, la pression mesurée en même temps en différents points et normalisée à la même hauteur (par exemple le niveau de la mer) est appliquée aux cartes géographiques. Les points avec la même pression sont reliés par des lignes - isobares.

    De cette manière, les zones de haute (anticyclones) et de basse (cyclones) pression ainsi que les directions de leur mouvement sont identifiées pour les prévisions météorologiques. À l’aide des isobares, vous pouvez déterminer l’ampleur du changement de pression en fonction de la distance.

    En météorologie, le concept est accepté gradient de pression horizontal est la variation de pression par 100 km le long d'une ligne horizontale perpendiculaire aux isobares, de la haute pression à la basse pression. Ce changement est généralement de 1 à 2 hPa/100 km.

    Le mouvement de l'air se produit dans la direction du gradient, mais pas en ligne droite, mais d'une manière plus complexe, provoquée par l'interaction des forces qui dévient l'air en raison de la rotation de la terre et du frottement. Sous l'influence de la rotation de la Terre, le mouvement de l'air s'écarte du gradient de pression vers la droite dans l'hémisphère nord et vers la gauche dans l'hémisphère sud.

    La plus grande déviation est observée aux pôles, et à l'équateur elle est proche de zéro. La force de frottement réduit à la fois la vitesse du vent et l'écart par rapport à la pente en raison du contact avec la surface, ainsi qu'à l'intérieur de la masse d'air en raison des différentes vitesses dans les couches de l'atmosphère. L'influence combinée de ces forces dévie le vent de la pente au-dessus de la terre de 45 à 55°, au-dessus de la mer de 70 à 80°.

    Avec l'augmentation de l'altitude, la vitesse du vent et sa déviation augmentent jusqu'à 90° à un niveau d'environ 1 km.

    La vitesse du vent est généralement mesurée en m/sec, moins souvent en km/h et en points. La direction est considérée comme celle où souffle le vent, déterminée en relèvements (il y en a 16) ou en degrés angulaires.

    Utilisé pour les observations du vent girouette, qui est installé à une hauteur de 10 à 12 m. Un anémomètre portatif est utilisé pour les observations à court terme de la vitesse dans les expériences sur le terrain.

    Anémoromètre vous permet de mesurer à distance la direction et la vitesse du vent , anémormbographe enregistre en permanence ces indicateurs.

    La variation diurne de la vitesse du vent sur les océans n'est quasiment pas observée et s'exprime bien sur terre : en fin de nuit - un minimum, l'après-midi - un maximum. Le cycle annuel est déterminé par les schémas de circulation générale de l'atmosphère et diffère selon les régions du globe. Par exemple, en Europe, en été, la vitesse du vent est minimale, en hiver, elle est maximale. En Sibérie orientale, c’est l’inverse.

    La direction du vent dans un endroit particulier change souvent, mais si vous prenez en compte la fréquence des vents de différentes directions, vous pouvez déterminer que certains se produisent plus souvent. Pour étudier les directions de cette manière, un graphique appelé rose des vents est utilisé. Sur chaque ligne droite de tous les points de référence, le nombre d'événements de vent observés pour la période requise est tracé et les valeurs obtenues sur les points de référence sont reliées par des lignes.

    Le vent aide à maintenir la cohérence composition du gaz L'atmosphère, mélangeant les masses d'air, transporte l'air marin humide profondément dans les continents, leur fournissant de l'humidité.

    L'effet défavorable du vent sur l'agriculture peut se manifester par une évaporation accrue de la surface du sol, provoquant une sécheresse. L'érosion éolienne des sols est possible à des vitesses de vent élevées ;

    La vitesse et la direction du vent doivent être prises en compte lors de la pollinisation des champs avec des pesticides et lors de l'irrigation avec des asperseurs. La direction des vents dominants doit être connue lors de la pose des bandes forestières et des rétentions de neige.

    Vents locaux.

    Les vents locaux sont appelés des vents caractéristiques uniquement de certaines zones géographiques. Ils revêtent une importance particulière dans leur influence sur les conditions météorologiques ; leur origine est différente.

    Brises – vents près du littoral des mers et des grands lacs, qui présentent un brusque changement de direction diurne. Au cours de la journée brise marine souffle sur le rivage depuis la mer, et la nuit - brise du large souffle de la terre à la mer (Fig. 2).

    Ils sont prononcés par temps clair temps chaud années où le transport aérien global est faible. Dans d'autres cas, par exemple lors du passage de cyclones, les brises peuvent être masquées par des courants plus forts.

    Le mouvement du vent lors des brises est observé à plusieurs centaines de mètres (jusqu'à 1 à 2 km), avec vitesse moyenne 3 à 5 m/sec, et sous les tropiques – encore plus, pénétrant des dizaines de kilomètres de profondeur dans la terre ou la mer.

    Le développement des brises est associé à la variation journalière de la température à la surface des terres. Pendant la journée, la terre se réchauffe plus que la surface de l'eau, la pression au-dessus diminue et un transfert d'air de la mer vers la terre se forme. La nuit, la terre se refroidit plus rapidement et plus fortement, et l'air est transféré de la terre vers la mer.

    La brise diurne abaisse la température et augmente l’humidité relative, ce qui est particulièrement prononcé sous les tropiques. Par exemple, en Afrique de l’Ouest, lorsque l’air marin se déplace vers la terre ferme, la température peut chuter de 10°C ou plus, et humidité relative– augmente de 40%.

    Des brises sont également observées sur les côtes des grands lacs : Ladoga, Onega, Baïkal, Sevan, etc., ainsi que sur grandes rivières. Cependant, dans ces zones, les brises sont plus faibles dans leur développement horizontal et vertical.

    Vents de montagne et de vallée sont observées dans les systèmes montagneux principalement en été et sont similaires aux brises dans leur fréquence quotidienne. Pendant la journée, ils soufflent dans la vallée et le long des pentes des montagnes en raison du réchauffement dû au soleil, et la nuit, lorsqu'ils sont refroidis, l'air descend les pentes. Les mouvements d'air nocturnes peuvent provoquer du gel, particulièrement dangereux au printemps, lorsque les jardins sont en fleurs.

    Fohn –un vent chaud et sec soufflant des montagnes vers les vallées. Dans le même temps, la température de l’air augmente considérablement et son humidité diminue, parfois très rapidement. On les observe dans les Alpes, dans le Caucase occidental, sur la côte sud de la Crimée, dans les montagnes Asie centrale, Yakoutie, sur le versant oriental des montagnes Rocheuses et dans d'autres systèmes montagneux.

    Un foehn se forme lorsqu'un courant d'air traverse une crête. Comme un vide est créé du côté sous le vent, l’air est aspiré sous la forme d’un vent descendant. L'air descendant est chauffé selon la loi adiabatique sèche : de 1°C tous les 100 m de descente.

    Par exemple, si à une altitude de 3000 m l'air avait une température de -8o et une humidité relative de 100%, alors, en descendant dans la vallée, il se réchauffera jusqu'à 22o et l'humidité chutera à 17%. Si l'air monte le long de la pente au vent, la vapeur d'eau se condense et des nuages ​​​​se forment, les précipitations tombent et l'air descendant sera encore plus sec.

    La durée des sèche-cheveux varie de plusieurs heures à plusieurs jours. Un sèche-cheveux peut provoquer une fonte intense des neiges et des inondations, asséchant les sols et la végétation jusqu'à leur mort.

    Bora–c'est un vent fort, froid et en rafales qui souffle des chaînes de montagnes basses vers une mer plus chaude.

    La bora la plus célèbre se trouve dans la baie de Novorossiysk, sur la mer Noire, et sur la côte Adriatique, près de la ville de Trieste. Semblable à Bora dans son origine et sa manifestation nord dans la région de

    Bakou, mistral sur la côte méditerranéenne de la France, Nordiste dans le golfe du Mexique.

    Bora est créée lorsque des masses d'air froid traversent la crête côtière. L'air s'écoule par gravité, développant une vitesse de plus de 20 m/sec, tandis que la température baisse considérablement, parfois de plus de 25°C. Bora s'efface à quelques kilomètres des côtes, mais peut parfois couvrir une partie importante de la mer.

    À Novorossiysk, la bora est observée environ 45 jours par an, le plus souvent de novembre à mars, avec une durée allant jusqu'à 3 jours, rarement jusqu'à une semaine.

    Circulation atmosphérique générale

    Circulation atmosphérique générale– il s'agit d'un système complexe de grands courants d'air qui transportent de très grandes masses d'air à travers le globe.

    Dans l'atmosphère proche de la surface de la Terre, aux latitudes polaires et tropicales, on observe un transport vers l'est et sous les latitudes tempérées, un transport vers l'ouest.

    Le mouvement des masses d'air est compliqué par la rotation de la Terre, ainsi que par la topographie et l'influence des zones de haute et basse pression. La déviation des vents par rapport aux directions dominantes peut atteindre 70°.

    Au cours du processus de chauffage et de refroidissement d'énormes masses d'air au-dessus du globe, des zones de haute et basse pression se forment, qui déterminent la direction des courants d'air planétaires. Sur la base des valeurs de pression moyenne à long terme au niveau de la mer, les modèles suivants ont été identifiés.

    Des deux côtés de l'équateur se trouve une zone dépressionnaire (en janvier - entre 15° de latitude nord et 25° de latitude sud, en juillet - de 35° de latitude nord à 5° de latitude sud). Cette zone, appelée dépression équatoriale, s'étend davantage à l'hémisphère où dans mois donnéété.

    En direction du nord et du sud de celui-ci, la pression augmente et atteint des valeurs maximales à zones de haute pression subtropicales(en janvier - à 30 - 32o de latitudes nord et sud, en juillet - à 33-37o N et 26-30o S). Des zones subtropicales aux zones tempérées, la pression chute, particulièrement de manière significative dans l'hémisphère sud.

    La pression minimale est de deux zones de basse pression subpolaire(75-65o N et 60-65o S). Plus loin vers les pôles, la pression augmente à nouveau.

    Le gradient barique méridional est également localisé en fonction des changements de pression. Il est dirigé des régions subtropicales d'une part - vers l'équateur, d'autre part - vers les latitudes subpolaires, des pôles vers les latitudes subpolaires. La direction zonale des vents est cohérente avec cela.

    Les vents du nord-est et du sud-est soufflent souvent sur les océans Atlantique, Pacifique et Indien - alizés. Les vents d'ouest dans l'hémisphère sud, aux latitudes 40-60°, entourent tout l'océan.

    Dans l'hémisphère nord, aux latitudes tempérées, les vents d'ouest ne s'expriment constamment que sur les océans, et sur les continents, les directions sont plus complexes, bien que les vents d'ouest prédominent également.

    Les vents d'est des latitudes polaires ne sont clairement observés qu'à la périphérie de l'Antarctique.

    Présent dans le sud, l’est et le nord de l’Asie changement soudain les directions du vent de janvier à juillet sont des zones mousson. Les causes des moussons sont similaires à celles des brises. En été, le continent asiatique se réchauffe fortement et une zone de basse pression s'y étend, où les masses d'air de l'océan se précipitent.

    La mousson d'été qui en résulte provoque des précipitations grandes quantités précipitations, souvent torrentielles. En hiver, une haute pression s'installe sur l'Asie en raison d'un refroidissement plus intense des terres que l'océan et de l'air froid se déplaçant vers l'océan, formant la mousson d'hiver avec un temps clair et sec. Les moussons pénètrent sur plus de 1 000 km dans une couche au-dessus des terres jusqu'à 3 à 5 km.

    Masses d'air et leur classification.

    Masse d'air- il s'agit d'une très grande quantité d'air, qui occupe une superficie de​​millions de kilomètres carrés.

    Au cours du processus de circulation générale de l'atmosphère, l'air est divisé en masses d'air distinctes, qui restent longtemps sur un vaste territoire, acquièrent certaines propriétés et provoquent divers types de conditions météorologiques.

    En se déplaçant vers d’autres régions de la Terre, ces masses apportent avec elles leurs propres conditions météorologiques. La prédominance de masses d'air d'un certain type(s) dans une zone particulière crée le régime climatique caractéristique de la zone.

    Les principales différences dans les masses d'air sont : la température, l'humidité, la nébulosité, la teneur en poussière. Par exemple, en été, l’air au-dessus des océans est plus humide, plus froid et plus propre que sur terre à la même latitude.

    Plus l'air reste longtemps au-dessus d'une zone, plus il subit des modifications, c'est pourquoi les masses d'air sont classées selon les zones géographiques où elles se sont formées.

    Il en existe des types principaux : 1) Arctique (Antarctique), qui se déplacent depuis les pôles, depuis les zones anticycloniques ; 2) latitudes tempérées« polaire » – dans les hémisphères nord et sud ; 3) tropical– passer des régions subtropicales et tropicales aux latitudes tempérées ; 4) équatorial– se forment au-dessus de l’équateur. Au sein de chaque type, on distingue des sous-types marins et continentaux, qui diffèrent principalement par la température et l'humidité au sein du type. L'air, étant en mouvement constant, se déplace de la zone de formation vers les zones voisines et change progressivement de propriétés sous l'influence de la surface sous-jacente, se transformant progressivement en une masse d'un type différent. Ce processus est appelé transformation.

    Froid Les masses d'air sont celles qui se déplacent vers une surface plus chaude. Ils provoquent un refroidissement dans les zones où ils arrivent.

    À mesure qu'ils se déplacent, ils sont chauffés par la surface de la Terre, de sorte que de grands gradients verticaux de température apparaissent au sein des masses et que la convection se développe avec la formation de cumulus et de cumulonimbus et de précipitations.

    Les masses d'air se déplaçant vers une surface plus froide sont appelées chaud par les masses. Ils apportent du réchauffement, mais eux-mêmes refroidissent par le bas. La convection ne s'y développe pas et les stratus prédominent.

    Les masses d'air voisines sont séparées les unes des autres par des zones de transition fortement inclinées vers la surface de la Terre. Ces zones sont appelées fronts.

    Outre la latitude géographique, la circulation atmosphérique, c'est-à-dire le mouvement des masses d'air, est un facteur important de formation du climat.

    Masses d'air- des volumes importants d'air de la troposphère, qui possède certaines propriétés (température, teneur en humidité), dépendant des caractéristiques de la région de sa formation et se déplaçant dans un tout.

    La longueur de la masse d'air peut atteindre des milliers de kilomètres et elle peut s'étendre vers le haut jusqu'à la limite supérieure de la troposphère.

    Les masses d'air sont divisées en deux groupes selon leur vitesse de déplacement : mobiles et locales. En mouvement Les masses d'air, en fonction de la température de la surface sous-jacente, sont divisées en masses d'air chaudes et froides. Une masse d’air chaud se déplace vers une surface sous-jacente froide, une masse d’air froid se déplace vers une surface plus chaude. Les masses d'air locales sont des masses d'air qui ne changent pas de forme pendant longtemps. position géographique. Ils peuvent être stables et instables selon la saison, secs et humides.

    Il existe quatre principaux types de masses d'air : équatoriale, tropicale, tempérée, arctique (Antarctique). De plus, chaque type est divisé en sous-types : marin et continental, différant par l'humidité. Par exemple, la masse marine arctique se forme au-dessus des mers du nord - les mers de Barents et Blanche, et se caractérise comme une masse d'air continentale, mais avec une humidité légèrement accrue. (voir fig. 1).

    Riz. 1. Zone de formation des masses d'air arctiques

    Le climat de la Russie façonne, à un degré ou à un autre, toutes les masses d'air, à l'exception de la masse équatoriale.

    Considérons les propriétés des différentes masses circulant dans notre pays. Arctique La masse d'air se forme principalement au-dessus de l'Arctique, aux latitudes polaires, et se caractérise par de basses températures en hiver et en été. Il se caractérise par une faible humidité absolue et une humidité relative élevée. Cette masse d'air domine toute l'année dans la zone arctique et, en hiver, elle se déplace vers le subarctique. Modéré La masse d'air se forme sous les latitudes tempérées, où la température varie selon la période de l'année : relativement élevée en été, relativement basse en hiver. Selon les saisons de l’année, l’humidité dépend aussi du lieu de formation. Cette masse d'air domine la zone tempérée. En partie, sur le territoire de la Russie, ils prédominent tropical masses d'air. Ils se forment sous les latitudes tropicales et ont haute température. L'humidité absolue dépend du site de formation et l'humidité relative est généralement faible (voir fig. 2).

    Riz. 2. Caractéristiques des masses d'air

    Le passage de diverses masses d'air sur le territoire de la Russie provoque des différences météorologiques. Par exemple, toutes les « vagues de froid » sur le territoire de notre pays venant du nord sont des masses d'air arctiques, et des masses d'air tropicales d'Asie Mineure ou, parfois, du nord de l'Afrique arrivent au sud de la partie européenne (elles apporter un temps chaud et sec).

    Considérons comment les masses d'air circulent dans tout notre pays.

    Circulation atmosphérique est un système de mouvement de masses d'air. Une distinction est faite entre la circulation atmosphérique générale à l'échelle mondiale et la circulation atmosphérique locale sur des territoires et des plans d'eau individuels.

    Le processus de circulation des masses d'air fournit de l'humidité à la zone et affecte également la température. Les masses d'air se déplacent sous l'influence des centres de pression atmosphérique et ces centres changent en fonction de la période de l'année. C'est pourquoi les directions des vents dominants, qui amènent les masses d'air sur le territoire de notre pays, changent. Par exemple, la Russie européenne et les régions occidentales de la Sibérie sont exposées à des vents constants d’ouest. Ils sont alimentés par des masses d'air marin tempéré de latitudes tempérées. Ils se forment au-dessus de l'Atlantique (voir fig. 3).

    Riz. 3. Mouvement des masses d'air marin tempéré

    Lorsque le transport d'ouest s'affaiblit, une masse d'air arctique arrive avec les vents du nord. Il apporte un refroidissement brutal, des gelées du début de l'automne et de la fin du printemps. (voir fig. 4).

    Riz. 4. Mouvement de la masse d'air arctique

    L'air tropical continental pénètre dans la partie asiatique de notre pays depuis l'Asie centrale ou le nord de la Chine, et en partie européenne pays vient de la péninsule d'Asie Mineure ou même d'Afrique du Nord, mais le plus souvent, cet air se forme sur le territoire de l'Asie du Nord, du Kazakhstan et des plaines caspiennes. Ces territoires se situent dans la zone climatique tempérée. Cependant, l'air au-dessus d'eux se réchauffe beaucoup en été et acquiert les propriétés d'une masse d'air tropicale. Une masse d'air continentale modérée prévaut toute l'année dans les régions occidentales de la Sibérie, de sorte que les hivers ici sont clairs et glacials et les étés sont assez chauds. Même au-dessus de l’océan Arctique, le Groenland connaît des hivers plus chauds.

    En raison du fort refroidissement sur la partie asiatique de notre pays, une zone de fort refroidissement se forme en Sibérie orientale (zone de haute pression - ). Son centre est situé dans les régions de Transbaïkalie, de la République de Tyva et du nord de la Mongolie. L'air continental très froid s'en propage dans différentes directions. Elle étend son influence sur de vastes territoires. L'une de ses directions est le nord-est jusqu'à la côte de Tchoukotka, la seconde est vers l'ouest à travers le nord du Kazakhstan et le sud de la plaine russe (est-européenne) jusqu'à environ 50ºN. Le temps est clair et glacial avec un peu de neige. En été, en raison du réchauffement, le maximum asiatique (anticyclone sibérien) disparaît et la dépression s'installe. (voir fig. 5).

    Riz. 5. Anticyclone sibérien

    L'alternance saisonnière de zones de haute et basse pression forme la circulation de mousson de l'atmosphère en Extrême-Orient. Il est important d'imaginer qu'en parcourant certains territoires, les masses d'air peuvent varier en fonction des propriétés de la surface sous-jacente. Ce processus est appelé transformation des masses d'air. Par exemple, la masse d'air arctique, étant sèche et froide, traversant le territoire de la plaine d'Europe de l'Est (russe), se réchauffe et devient très sèche et chaude dans la région de la plaine caspienne, ce qui provoque des vents chauds.

    Asiatique élevé, ou, comme on l'appelle, l'anticyclone sibérien, est une zone de haute pression qui se forme sur l'Asie centrale et la Sibérie orientale. Il apparaît en hiver et se forme à la suite du refroidissement du territoire dans des conditions de taille et de relief de bassin énormes. Dans la partie centrale du maximum sur la Mongolie et le sud de la Sibérie, la pression en janvier atteint parfois 800 mm Hg. Art. Il s’agit de la pression la plus élevée enregistrée sur Terre. En hiver, le grand anticyclone sibérien s'étend ici, particulièrement stable de novembre à mars. L'hiver ici est si calme qu'avec peu de chutes de neige, les branches des arbres blanchissent longtemps à cause de la neige « inébranlable ». Les gelées d'octobre atteignent déjà -20... -30ºС, et en janvier elles atteignent souvent -60ºC. La température moyenne mensuelle descend à -43º, il fait particulièrement froid dans les basses terres, où stagne l'air froid et lourd. Lorsqu'il n'y a pas de vent, les fortes gelées ne sont pas si difficiles à supporter, mais à -50º il est déjà difficile de respirer et des brouillards bas sont observés. De telles gelées rendent difficile l’atterrissage des avions.

    Bibliographie

    1. Géographie de la Russie. Nature. Population. 1 partie 8e année / V.P. Dronov, I.I. Barinova, V.Ya Rom, A.A. Lobjanidzé.
    2. V.B. Piatounine, E.A. Douane. Géographie de la Russie. Nature. Population. 8e année.
    3. Atlas. Géographie de la Russie. Population et économie. - M. : Outarde, 2012.
    4. V.P. Dronov, L.E. Savelyeva. UMK (ensemble pédagogique et méthodologique) « SPHERES ». Manuel « Russie : nature, population, économie. 8e année". Atlas.
    1. Facteurs de formation du climat et circulation atmosphérique ().
    2. Propriétés des masses d'air qui façonnent le climat de la Russie ().
    3. Transfert occidental de masses d'air ().
    4. Masses d'air ().
    5. Circulation atmosphérique ().

    Devoirs

    1. Quel type de transfert de masse d’air prévaut dans notre pays ?
    2. Quelles sont les propriétés des masses d’air et de quoi cela dépend-il ?