Quelle est la variation quotidienne de la température de l'air. Résumé : Variations journalières et annuelles de la température de l'air

rayons de soleil, en passant à travers des corps transparents, les chauffe très faiblement. Pour cette raison, la lumière directe du soleil ne chauffe presque pas l'air de l'atmosphère, mais chauffe la surface de la Terre, à partir de laquelle la chaleur est transférée aux couches d'air adjacentes. À mesure que l’air se réchauffe, il devient plus léger et monte, où il se mélange à l’air plus froid, le réchauffant à son tour.

À mesure que l'air monte, il se refroidit. A 10 km d'altitude, la température reste constamment autour de 40-45 °C.

Une diminution de la température de l’air avec l’altitude est une tendance générale. Cependant, une augmentation de la température est souvent observée à mesure que l’on monte. Ce phénomène est appelé inversion de température, c'est-à-dire en réorganisant les températures.

Les inversions se produisent soit lors d'un refroidissement rapide la surface de la terre et l'air adjacent, ou, à l'inverse, lorsque de l'air froid et lourd descend les pentes des montagnes jusque dans les vallées. Là, cet air stagne et déplace l'air plus chaud vers le haut des pentes.

Pendant la journée, la température de l'air ne reste pas constante, mais change continuellement. Pendant la journée, la surface de la Terre se réchauffe et réchauffe la couche d'air adjacente. La nuit, la Terre émet de la chaleur, se refroidit et l’air se refroidit. La plupart basses températures ne sont pas observés la nuit, mais avant le lever du soleil, lorsque la surface de la terre a déjà renoncé à toute la chaleur. De même, les températures de l'air les plus élevées ne se situent pas à midi, mais vers 15 heures.

A l'équateur variation de température quotidienne monotones, de jour comme de nuit, ils sont presque les mêmes. Les amplitudes diurnes sont très faibles dans les mers et à proximité côtes de la mer. Mais dans les déserts, pendant la journée, la surface de la terre se réchauffe souvent jusqu'à 50-60 °C, et la nuit, elle se refroidit souvent jusqu'à 0 °C. Ainsi, les amplitudes journalières dépassent ici 50-60 °C.

Sous les latitudes tempérées le plus grand nombre le rayonnement solaire atteint la Terre les jours du solstice d'été, c'est-à-dire le 22 juin dans l'hémisphère nord et le 21 décembre dans l'hémisphère sud. Cependant, le mois le plus chaud n'est pas juin (décembre), mais juillet (janvier), car le jour du solstice, une énorme quantité de rayonnement est dépensée pour chauffer la surface de la Terre. En juillet (janvier), le rayonnement diminue, mais cette diminution est compensée par la surface terrestre fortement chauffée.

Similaire à cela le plus mois froid non pas juin (décembre), mais juillet (janvier).

En mer, du fait que l'eau se refroidit et se réchauffe plus lentement, le changement de température est encore plus important. Ici, le mois le plus chaud est août et le mois le plus froid est février dans l'hémisphère nord et, par conséquent, le mois le plus chaud est février et le mois le plus froid est août dans l'hémisphère sud.

Amplitude annuelle les températures dépendent en grande partie de la latitude du lieu. Ainsi, à l'équateur, l'amplitude reste presque constante tout au long de l'année et s'élève à 22-23 °C. Les amplitudes annuelles les plus élevées sont caractéristiques des territoires situés aux latitudes moyennes à l'intérieur des continents.

Toute zone est également caractérisée par des températures absolues et moyennes. Températures absoluesétabli grâce à des observations à long terme dans des stations météorologiques. Ainsi, l’endroit le plus chaud (+58 °C) sur Terre se trouve dans le désert libyen ; le plus froid (-89,2 °C) se trouve en Antarctique, à la station Vostok. Dans l'hémisphère Nord, la température la plus basse (-70,2 °C) a été enregistrée dans le village d'Oymyakon en Sibérie orientale.

Températures moyennes déterminé comme la moyenne arithmétique de plusieurs indicateurs de thermomètre. Ainsi, pour déterminer la température moyenne journalière, les mesures sont effectuées à 1 ; 7; 13 et 19 heures, soit 4 fois par jour. À partir des chiffres obtenus, on trouve la moyenne arithmétique qui sera la température quotidienne moyenne de la zone donnée. Trouvez ensuite les moyennes mensuelles et températures annuelles moyennes comme moyenne arithmétique des moyennes quotidiennes et mensuelles.

Sur la carte, vous pouvez marquer des points avec les mêmes valeurs de température et tracer des lignes les reliant. Ces lignes sont appelées isothermes. Les isothermes les plus révélateurs sont janvier et juillet, c'est-à-dire les plus froides et les plus froides. mois chaud par an. Les isothermes peuvent être utilisées pour déterminer la manière dont la chaleur est distribuée sur Terre. Dans ce cas, des modèles clairement exprimés peuvent être tracés.

1. Les températures les plus élevées ne sont pas observées à l’équateur, mais dans les zones tropicales et sub-tropicales. déserts tropicaux où prédomine le rayonnement direct.

2. Dans les deux hémisphères, les températures diminuent des latitudes tropicales vers les pôles.

3. En raison de la prédominance de la mer sur la terre, le parcours des isothermes dans l'hémisphère sud est plus fluide et les amplitudes de température entre les mois les plus chauds et les plus froids sont plus petites que dans l'hémisphère nord.

La variation journalière et annuelle de la température de l'air dépend de l'afflux chaleur solaire et la nature de la surface sous-jacente. Conformément à la variation quotidienne de l'intensité du rayonnement solaire, la température maximale de l'air pendant la journée entre la mer et l'océan se produit vers 12 heures 30 minutes, et sur terre - vers 14-15 minutes. La température minimale de l'air se produit peu avant le lever du soleil. ou au moment du lever du soleil, c'est-à-dire pendant la période de plus grand refroidissement de la surface terrestre. La différence entre la température quotidienne maximale et minimale de l’air est appelée amplitude de température quotidienne.

L'ampleur de l'amplitude quotidienne de la température de l'air est loin d'être constante et dépend de la nature de la surface sous-jacente, de la nébulosité, de l'humidité de l'air, de la période de l'année et, enfin, de la latitude et de l'altitude du lieu.

La plus grande amplitude quotidienne de température de l'air se produit aux latitudes méridionales, sur une surface sablonneuse, pendant la saison chaude, en l'absence de nuages ​​et avec une faible humidité de l'air, c'est-à-dire par temps sec. steppes du sud ou dans les déserts. Dans ces conditions, la différence entre les températures maximales et minimales quotidiennes peut atteindre 25-30 et même 40°.

La présence de nuages ​​bas, de brouillard et de précipitations atténue considérablement les variations quotidiennes de température. L'amplitude de température dans ces cas est insignifiante.

Amplitude quotidienne de la température de l'air au-dessus des océans et grandes mersà une grande distance de la côte, elle est petite et ne s'élève qu'à 2-3°. En d’autres termes, en règle générale, il n’y a pas de changements significatifs dans la température de l’air en haute mer (océan) pendant la journée. Ce cycle quotidien relativement régulier au-dessus des mers s'explique par les propriétés thermiques de l'eau, qui consistent en son réchauffement et son refroidissement faibles et lents, qui affectent de la même manière la température de l'air adjacent à la surface de l'eau.

Quant à la variation annuelle de la température de l’air, elle dépend des mêmes raisons que la variation journalière. Sur les continents, le maximum se produit généralement en juillet, le minimum en janvier, ce qui coïncide avec les périodes des solstices les plus élevés et les plus bas. Sur les océans et les côtes, on constate un retard des températures extrêmes : le maximum est observé en août, le minimum en février ou début mars.

DANS zone équatoriale deux températures maximales sont observées - après les équinoxes de printemps et d'automne, lorsque la hauteur du Soleil est la plus élevée, et deux minimums après les solstices d'hiver et d'été, à la hauteur du Soleil la plus basse de l'année.

La différence entre la température mensuelle moyenne maximale et minimale au cours de l’année est appelée plage de température annuelle. Son ampleur dépend principalement de la nature de la surface sous-jacente et de la latitude du lieu.

L'amplitude annuelle la plus faible se produit au-dessus des océans, en particulier entre les tropiques, où elle n'est que de 1 à 3° ; aux latitudes tempérées, elle augmente jusqu'à 5-10°, et aux latitudes polaires, elle augmente encore plus.

La plus grande amplitude annuelle est observée sur terre, à l'intérieur des continents aux latitudes tempérées et élevées, où elle peut atteindre 40-50°, et même dans certains endroits 65°. Par exemple, à Verkhoyansk (Iakoutie), la température moyenne en juillet est de plus 15° et en janvier de moins 50°. DANS basses latitudes sur terre, l'amplitude annuelle de la température de l'air est relativement faible, ce qui s'explique par un afflux plus uniforme de chaleur solaire.

Les changements de température de la couche d'air superficielle au cours de la journée et de l'année sont causés par des fluctuations périodiques de la température de la surface sous-jacente et s'expriment le plus clairement dans ses couches inférieures.

Dans un cycle quotidien, la courbe comporte un maximum et un minimum. La valeur minimale de la température est observée avant le lever du soleil. Puis il augmente continuellement pour atteindre valeurs les plus élevéesà 14...15 heures, après quoi il commence à diminuer jusqu'au lever du soleil.

Amplitude des fluctuations de température - caractéristique importante le temps et le climat, en fonction d'un certain nombre de conditions.

L'amplitude des fluctuations quotidiennes de la température de l'air dépend de conditions météorologiques. Par temps clair, l'amplitude est plus grande que par temps nuageux, car les nuages ​​retiennent le rayonnement solaire pendant la journée et la nuit réduisent les pertes de chaleur de la surface de la Terre par rayonnement.

L'amplitude dépend également de la période de l'année. DANS mois d'hiver aux basses altitudes solaires et aux latitudes moyennes, elle descend à 2...3 °C.

Rendus grande influence relief sur la variation journalière de la température de l'air : sur les formes de relief convexes (sur les sommets et sur les pentes des montagnes et des collines) l'amplitude des fluctuations journalières est plus petite, et sur les formes de relief concaves (dépressions, vallées, bassins) elle est plus grand par rapport au terrain plat.

L'affectation de l'amplitude est influencée par propriétés physiques sol:

Plus la variation diurne à la surface du sol elle-même est grande, plus l'amplitude quotidienne de la température de l'air au-dessus est grande.

La couverture végétale réduit l'amplitude des fluctuations quotidiennes de la température de l'air entre les plantes, car elle retarde le rayonnement solaire le jour et le rayonnement terrestre la nuit. Les forêts réduisent particulièrement sensiblement les amplitudes journalières.

La variation annuelle de la température de l'air est caractérisée par l'amplitude des fluctuations annuelles de la température de l'air. Il représente la différence entre les températures mensuelles moyennes de l’air des mois les plus chauds et les plus froids de l’année.

L'évolution annuelle de la température de l'air dans différentes zones géographiques varie en fonction de la latitude et de la situation continentale. Selon l'amplitude moyenne à long terme et le moment d'apparition températures extrêmes Il existe quatre types de variations annuelles de la température de l'air.

Type équatorial. Dans la zone équatoriale, deux maxima de température faibles sont observés par an - après l'équinoxe du printemps (21/03) et de l'automne (23/09), lorsque le Soleil est à son zénith, et deux minimums - après l'hiver (22/06) et l'été (22/06). solstice, lorsque le Soleil est à sa hauteur la plus basse.

Type tropical. Sous les latitudes tropicales, une simple variation annuelle de la température de l’air est observée avec un maximum après l’été et un minimum après le solstice d’hiver.

Type de zone tempérée. Les températures minimales et maximales se produisent après les solstices.

Type polaire. En raison de la nuit polaire, la température minimale du cycle annuel se déplace au moment où le Soleil apparaît au-dessus. La température maximale dans l'hémisphère nord est observée en juillet.

L'évolution annuelle de la température de l'air est également influencée par l'altitude d'un lieu au-dessus du niveau de la mer. À mesure que l'altitude augmente, l'amplitude annuelle diminue.

TEMPÉRATURE ET HUMIDITÉ

Œillet- la plante la plus sensible aux niveaux de température. La température optimale dans la serre détermine en grande partie la taille de la récolte et la qualité des produits floraux. Comme caractéristiques générales cultures, on peut affirmer que les œillets n'aiment pas les températures élevées. Par conséquent, lors de la culture en été, il est nécessaire de contrôler particulièrement soigneusement le climat dans la serre. Il est important d’augmenter immédiatement l’humidité de l’air au-dessus de 70 % lorsque les températures augmentent pendant les mois chauds. Pour les clous de girofle, il est recommandé de régler la température dans la serre de 15°C la nuit à 25°C le jour. La température doit être uniforme, évitez les fluctuations brusques. En plein hiver, pendant les journées courtes et particulièrement froides, la température optimale (si aucun éclairage supplémentaire n'est utilisé) est de jour et de nuit. est la plage de 8°C à 10°C. Les changements de température ne sont pas autorisés. Mais il faut tenir compte du danger du champignon Botrytis (ne pas laisser l'humidité dépasser 80 % à des températures aussi basses). culture hivernale Il est nécessaire de disposer d'un système de chauffage souterrain. Lors de l'utilisation du système de ventilation, évitez les augmentations soudaines de l'humidité relative.

Pour les chrysanthèmes. Constant et élevé humidité relative l'air, environ 85 % ou plus, surtout pendant la période de floraison, provoque de graves dommages aux plantes par la pourriture grise, l'oïdium, la septoriose, et peut détruire complètement la récolte ou réduire considérablement sa qualité. Cela est particulièrement vrai lors de l'utilisation de serres à film. Par conséquent, pendant la période de croissance, l'humidité relative de l'air est maintenue à 70-75 % et dès le début du bourgeonnement à 60-65 %. Si nécessaire, les serres sont équipées d'un système de ventilation forcée, pour lequel elles utilisent divers radiateurs électriques. Il convient de veiller particulièrement à ce que la rosée ne se forme pas sur les plantes la nuit.

Pour les tulipes. Pour la formation d'un bouton floral, les conditions optimales de stockage des bulbes seront une température comprise entre 17 et 20 degrés avec une humidité relative de 70 à 75 %. Une violation prolongée du régime de température entraînera une formation lente des boutons floraux et une infériorité des tulipes.

Pour les narcissiques. Dans une serre pour fleurs, il est recommandé de maintenir une humidité relative optimale. Il devrait être compris entre 70 et 85 %

14. Évaporation de la surface de l'eau, du sol et des plantes

La quantité d’eau évaporée de la surface du sol et des plantes est appelée évapotranspiration. L'évaporation totale des champs agricoles est également déterminée par l'épaisseur du couvert végétal, caractéristiques biologiques plantes, la profondeur de la couche racinaire, les méthodes agrotechniques de culture des plantes, etc.

L'évaporation est directement mesurée par les évaporateurs ou calculée à l'aide d'équations de bilan thermique et hydrique, ainsi que d'autres formules théoriques et expérimentales.

En pratique, elle est généralement caractérisée par l'épaisseur de la couche d'eau évaporée, exprimée en millimètres.

Pour mesurer l'évaporation de la surface de l'eau, on utilise des bassins d'évaporation d'une superficie de 20 et 100 m2, ainsi que des évaporateurs d'une superficie de 3000 cm2. L'évaporation dans ces piscines et évaporateurs est déterminée par le changement du niveau d'eau en tenant compte des précipitations.

L'évaporation de la surface du sol est mesurée par un évaporateur de sol d'une surface d'évaporation de 500 cm2 (Fig. 5.10). Cet évaporateur est constitué de deux cylindres métalliques. Le cylindre extérieur est installé dans le sol à une profondeur de 53 cm. Le cylindre intérieur contient un monolithe de sol avec une structure de sol et une végétation intactes. La hauteur du monolithe est de 50 cm. Le fond du cylindre intérieur comporte des trous à travers lesquels l'excès d'eau de pluie tombée s'écoule dans un récipient de drainage. Pour déterminer l'évaporation, le cylindre intérieur contenant le monolithe de sol est retiré du cylindre extérieur tous les cinq jours et pesé.

Évaporateur de sol GGI-500-50 1 - cylindre intérieur ; 2 - cylindre extérieur ; 3 - bassin versant. Le coefficient 0,02 est utilisé pour convertir les unités de poids (g) en unités linéaires (mm). Les mesures d'évaporation à l'aide d'un évaporateur de sol sont effectuées uniquement pendant la saison chaude. Exemple 3 Déterminer l'évaporation sur la base de données d'observation : Le 1er août. , le monolithe pesait 42 450 g. Le 6 août, 42 980 g . Du 1er août au 6 août, 28,4 mm de précipitations sont tombés

Formule de calcul.

W de =A×F×d×(d w – d l /10³); (1)

W de = e×F×(P w – P l /10³); (2)

W de = F×(0,118 + (0,01995×a×(P w – P l /1,333)), où (3)

W de – la quantité d'humidité qui s'évapore de la surface de l'eau libre de la piscine ;
A est un coefficient empirique qui prend en compte le nombre de personnes nageant ;
F – superficie de surface d'eau libre ;
d = (25 + 19·V) - coefficient d'évaporation de l'humidité ;
V – vitesse de l'air au-dessus de la surface de l'eau ;
d w , d l – respectivement, la teneur en humidité de l'air saturé et de l'air à une température et une humidité données ;
P w , P l – respectivement, la pression de vapeur d'eau de l'air saturé dans la piscine à une température et une humidité de l'air données ;
e - coefficient empirique égal à 0,5 - pour les surfaces de piscine fermées, 5 - pour les surfaces de piscine fixes ouvertes, 15 - petites piscines privées à durée d'utilisation limitée, 20 - pour les piscines publiques avec activité normale de nageur, 28 - pour les grands bassins de loisirs et de divertissement , 35 – pour les parcs aquatiques avec une formation de vagues importante ;
a – coefficient d'occupation des piscines par personnes : 0,5 – pour les grandes piscines publiques, 0,4 – pour les piscines des hôtels, 0,3 – pour les petites piscines privées.
Il est à noter que dans les mêmes conditions, les calculs comparatifs effectués à l'aide des formules ci-dessus montrent un écart important dans la quantité d'humidité évaporée. Cependant, les résultats obtenus à partir des calculs utilisant les deux dernières formules sont plus précis. De plus, les calculs utilisant la première formule, comme le montre la pratique, sont les plus adaptés aux piscines ludiques. La deuxième formule, dans laquelle le coefficient empirique permet de prendre en compte le taux d'évaporation le plus élevé dans les piscines avec jeux actifs, toboggans et formation de vagues importante, est la plus universelle et peut être utilisée aussi bien pour les parcs aquatiques que pour les petites piscines individuelles.

Variation quotidienne de la température de l'air s'appelle le changement de température de l'air pendant la journée. En général, il reflète l'évolution de la température à la surface de la Terre, mais les moments d'apparition des maximums et des minimums sont quelque peu retardés : le maximum se produit à 14h00, le minimum après le lever du soleil.

Plage de température de l'air quotidienne– la différence entre la température maximale et minimale de l’air pendant la journée. Il est plus élevé sur terre qu'au-dessus de l'océan, diminue lorsqu'on se déplace vers des latitudes élevées et augmente dans les endroits à sol nu. La plus grande amplitude dans les déserts tropicaux va jusqu'à 40º C. L'ampleur de l'amplitude quotidienne de la température de l'air est l'un des indicateurs du climat continental. Dans les déserts, elle est bien plus importante que dans les zones à climat maritime.

Variation annuelle de la température de l'air(changement température mensuelle moyenne tout au long de l'année) est déterminé principalement par la latitude du lieu. Plage annuelle de température de l'air– la différence entre la température mensuelle moyenne maximale et minimale.

La répartition géographique de la température de l'air est représentée à l'aide de isotherme– des lignes reliant les points de la carte avec les mêmes températures. La distribution de la température de l'air est zonale ; les isothermes annuels ont généralement une étendue sublatitudinale et correspondent à la distribution annuelle du bilan radiatif (Fig. 10, 11).

En moyenne sur l'année, le parallèle le plus chaud est 10º N. avec une température de +27º C – c'est équateur thermique. En été, l'équateur thermique se déplace à 20º N, en hiver il se rapproche de l'équateur à 5º N.

Riz. 10. Répartition température moyenne l'air en juillet

Riz. 11. Répartition de la température moyenne de l'air en janvier

Le déplacement de l'équateur thermique dans le Territoire du Nord s'explique par le fait que dans le Territoire du Nord, la superficie des terres situées aux basses latitudes est plus grande que celle de l'UP et que les températures sont plus élevées tout au long de l'année.

La chaleur à la surface de la Terre est distribuée par zone et par région. Outre la latitude géographique, la répartition des températures sur Terre est influencée par la répartition des terres et de la mer, le relief, l'altitude au-dessus du niveau de la mer, les courants marins et aériens.

La répartition latitudinale des isothermes annuels est perturbée par les courants chauds et froids. Aux latitudes tempérées du SP, les rives occidentales baignées par courants chauds, plus chaude que les rives orientales, le long desquelles passent les courants froids. Par conséquent, les isothermes le long des côtes occidentales se courbent vers le pôle et le long des côtes orientales vers l’équateur.

Moyenne température annuelle Le SP est de +15,2º C et le SP est de +13,2º C. La température minimale dans le SP a atteint –77º C (Oymyakon) (le minimum absolu du SP) et –68º C (Verkhoyansk). En UP, les températures minimales sont beaucoup plus basses ; aux stations Sovetskaya et Vostok, la température a été enregistrée à –89,2º C (le minimum absolu de l'UP). La température minimale par temps clair en Antarctique peut descendre jusqu'à –93º C. Les températures les plus élevées sont observées dans les déserts. zone tropicale: à Tripoli +58º C, en Californie dans la Vallée de la Mort, la température était de +56,7º C.

Les cartes donnent une idée de l'influence des continents et des océans sur la répartition des températures. isomale(les isomales sont des lignes reliant les points présentant les mêmes anomalies de température). Les anomalies sont des écarts entre les températures réelles et les températures moyennes de latitude. Les anomalies peuvent être positives ou négatives. Des anomalies positives sont observées en été sur les continents chauds. En Asie, les températures sont supérieures de 4 °C à celles des latitudes moyennes. En hiver, les anomalies positives sont situées au-dessus des courants chauds (au-dessus du courant chaud de l'Atlantique Nord, au large des côtes scandinaves, les températures sont de 28 °C au-dessus de la normale). Les anomalies négatives sont prononcées en hiver sur les continents refroidis et en été sur les courants froids. Par exemple, à Oïmiakon, en hiver, la température est inférieure de 22 °C à la normale.

Sur Terre, on distingue : ceintures thermiques(les isothermes sont prises comme limites des zones thermiques) :

1. Chaud, est limité dans chaque hémisphère par l'isotherme annuel de +20º C, passant près de 30º C. w. et S.

2. Deux les zones tempérées , qui dans chaque hémisphère se situent entre l'isotherme annuel +20º C et +10º C du mois le plus chaud (respectivement juillet ou janvier).

3. Deux ceintures froides, la limite suit l'isotherme 0º C du mois le plus chaud. Parfois des zones sont mises en évidence gel éternel, qui sont situés autour des pôles (Shubaev, 1977).

Ainsi:

1. La seule source d'énergie qui a importance pratique car au cours des processus exogènes dans GO, c'est le Soleil. La chaleur du Soleil pénètre dans l’espace sous forme d’énergie rayonnante, qui est ensuite absorbée par la Terre et convertie en énergie thermique.

2. Sur son trajet, un rayon de soleil est soumis à de nombreuses influences (diffusion, absorption, réflexion) provenant de divers éléments de l'environnement qu'il pénètre et des surfaces sur lesquelles il tombe.

3. La répartition du rayonnement solaire est influencée par : la distance entre la Terre et le Soleil, l'angle d'incidence des rayons solaires, la forme de la Terre (prédétermine la diminution de l'intensité du rayonnement de l'équateur aux pôles). C’est la raison principale de l’identification des zones thermiques et, par conséquent, de l’existence des zones climatiques.

4. L'influence de la latitude sur la répartition de la chaleur est régulée par un certain nombre de facteurs : le relief ; répartition des terres et des mers ; influence des courants marins froids et chauds ; circulation atmosphérique.

5. La distribution de la chaleur solaire est encore compliquée par le fait que les modèles et les caractéristiques de la distribution verticale se superposent aux modèles de distribution horizontale (le long de la surface de la Terre) du rayonnement et de la chaleur.

Circulation atmosphérique générale

Des courants d'air de différentes tailles se forment dans l'atmosphère. Ils peuvent couvrir l'ensemble du globe et en hauteur - la troposphère et la basse stratosphère, ou n'affecter qu'une zone limitée du territoire. Les courants d'air assurent la redistribution de la chaleur et de l'humidité entre les basses et les hautes latitudes et transportent l'humidité profondément dans le continent. En fonction de l'aire de répartition, on distingue les vents de la circulation générale de l'atmosphère (GAC), les vents de cyclones et d'anticyclones et les vents locaux. La principale raison de la formation des vents est la répartition inégale de la pression à la surface de la planète.

Pression. Pression atmosphérique normale– le poids d'une colonne atmosphérique d'une section transversale de 1 cm 2 au niveau de l'océan à 0ºС à 45º de latitude. Il est équilibré par une colonne de mercure de 760 mm. La pression atmosphérique normale est de 760 mmHg ou 1013,25 mb. La pression en SI se mesure en pascals (Pa) : 1 mb = 100 Pa. La pression atmosphérique normale est de 1013,25 hPa. Pression la plus basse observée sur Terre (au niveau de la mer), 914 hPa (686 mm) ; le plus élevé est de 1067,1 hPa (801 mm).

La pression diminue avec l'altitude à mesure que l'épaisseur de la couche sus-jacente de l'atmosphère diminue. La distance en mètres qui doit être augmentée ou abaissée pour que la pression atmosphérique change de 1 hPa est appelée étage de pression. Le niveau de pression à une altitude de 0 à 1 km est de 10,5 m, de 1 à 2 km – 11,9 m, de 2 à 3 km – 13,5 m. La valeur du niveau de pression dépend de la température : avec l'augmentation de la température, elle augmente de 0 , 4 %. Dans l'air chaud, le niveau de pression est plus élevé, par conséquent, les zones chaudes de l'atmosphère dans les couches élevées ont une pression plus élevée que les zones froides. L’inverse du niveau de pression s’appelle gradient de pression vertical est la variation de pression par unité de distance (100 m est considéré comme une unité de distance).

La pression change en raison du mouvement de l'air - sa sortie d'un endroit et son entrée à un autre. Le mouvement de l'air est provoqué par un changement de densité de l'air (g/cm3), résultant d'un chauffage inégal de la surface sous-jacente. Sur une surface également chauffée, la pression diminue uniformément avec la hauteur, et surfaces isobares(les surfaces tracées à travers des points avec la même pression) sont situées parallèlement entre elles et à la surface sous-jacente. Dans les zones de haute pression, les surfaces isobares sont convexes vers le haut, dans les zones de basse pression, elles sont convexes vers le bas. À la surface de la Terre, la pression est représentée par isobare– des lignes reliant des points avec la même pression. Distribution pression atmosphérique au niveau de l'océan, représenté à l'aide d'isobares, est appelé soulagement barique.

La pression de l'atmosphère sur la surface de la Terre, sa répartition dans l'espace et son changement dans le temps sont appelés champ de pression. Les zones de haute et basse pression dans lesquelles le champ de pression est divisé sont appelées systèmes de pression.

Les systèmes bariques fermés comprennent les maxima bariques (un système d'isobares fermés avec une haute pression au centre) et les minima (un système d'isobares fermés avec une basse pression au centre), les systèmes non fermés incluent la crête barique (une bande de haute pression à partir d'un maximum barique à l'intérieur d'un champ de basse pression), un creux (une bande de basse pression à partir d'un minimum barique à l'intérieur d'un champ de haute pression) et une selle (un système ouvert d'isobares entre deux maxima bariques et deux minima). Dans la littérature, on trouve le concept de « dépression barique » - une ceinture de basse pression, à l'intérieur de laquelle il peut y avoir des minimums de pression fermés.

La pression à la surface de la Terre est répartie par zones. À l'équateur, il y a une ceinture de basse pression tout au long de l'année - dépression équatoriale(moins de 1015 hPa) . En juillet, il se déplace vers l'hémisphère nord, à une latitude de 15 à 20° N, en décembre, vers l'hémisphère sud, à une latitude de 5° S. Aux latitudes tropicales (entre 35º et 20º des deux hémisphères), la pression augmente tout au long de l'année - maximums bariques tropicaux (subtropicaux)(plus de 1020 hPa). En hiver, une ceinture continue de hautes pressions apparaît au-dessus des océans et des terres (Açores et Hawaï - SP ; Atlantique Sud, Pacifique Sud et Sud de l'Inde - SP). En été, l'augmentation de la pression ne persiste que sur les océans ; sur les terres, la pression diminue et des dépressions thermiques apparaissent (minimum Iran-Tara - 994 hPa). Sous les latitudes tempérées du Territoire du Nord, une ceinture continue se forme en été Pression artérielle faible, cependant, le champ de pression est dissymétrique : dans l'UP, aux latitudes tempérées et subpolaires, il existe toute l'année une bande de basse pression au-dessus de la surface de l'eau (minimum antarctique - jusqu'à 984 hPa) ; dans la Région Nord, du fait de l'alternance de secteurs continentaux et océaniques, les minima bariques s'expriment uniquement sur les océans (islandais et Aléoutiennes - pression en janvier 998 hPa en hiver, des maxima bariques apparaissent sur les continents en raison d'un fort refroidissement du climat) ; surface. Aux latitudes polaires, sur les calottes glaciaires de l'Antarctique et du Groenland, la pression tout au long de l'année augmenté– 1000 hPa (basses températures – l'air est froid et lourd) (Fig. 12, 13).

Les zones stables de haute et basse pression dans lesquelles le champ barique se brise à la surface de la Terre sont appelées centres d'action atmosphérique. Il existe des territoires sur lesquels la pression reste constante tout au long de l'année (les systèmes bariques d'un type prédominent, soit maximums, soit minimums), où centres permanents d'action atmosphérique :

– dépression équatoriale ;

– minimum Aléoutien (latitudes moyennes du Nord-Est) ;

– minimum islandais (CP latitudes moyennes) ;

– zone dépressionnaire des latitudes tempérées de l'UP (ceinture dépressionnaire antarctique) ;

– les anticyclones subtropicaux SP :

Anticyclone des Açores (anticyclone de l'Atlantique Nord)

Anticyclone hawaïen (anticyclone du Pacifique Nord)

– les anticyclones subtropicaux de l’UP :

Anticyclone du Pacifique Sud (sud-ouest de l'Amérique du Sud)

Anticyclone de l'Atlantique Sud (anticyclone de Sainte-Hélène)

Maximum sud de l'Inde (anticyclone de Maurice)

– maximum antarctique ;

– Maximum du Groenland.

Systèmes de pression saisonniers se forment si la pression change de signe au fil des saisons : à la place du maximum barique, un minimum barique apparaît et vice versa. Les systèmes de pression saisonniers comprennent :

– minimum estival sud-asiatique avec un centre autour de 30º N. (997 hPa)

– maximum hivernal asiatique centré sur la Mongolie (1036 hPa)

– dépression mexicaine estivale (dépression nord-américaine) – 1012 hPa

– anticyclones hivernaux nord-américains et canadiens (1020 hPa)

– les dépressions estivales (janvier) sur l'Australie, Amérique du Sud Et Afrique du Sud cèdent la place en hiver aux anticyclones australiens, sud-américains et sud-africains.

Vent. Dégradé de pression horizontal. Le mouvement de l’air dans une direction horizontale s’appelle le vent. Le vent est caractérisé par sa vitesse, sa force et sa direction. La vitesse du vent est la distance parcourue par l'air par unité de temps (m/s, km/h). La force du vent est la pression exercée par l'air sur une surface de 1 m 2 située perpendiculairement au mouvement. La force du vent est déterminée en kg/m2 ou en points sur l'échelle de Beaufort (0 point - calme, 12 - ouragan).

La vitesse du vent est déterminée gradient de pression horizontal– évolution de la pression (chute de pression de 1 hPa) par unité de distance (100 km) dans le sens de la pression décroissante et perpendiculairement aux isobares. Outre le gradient barométrique, le vent est affecté par la rotation de la Terre (force de Coriolis), la force centrifuge et le frottement.

La force de Coriolis dévie le vent vers la droite (dans le UP vers la gauche) de la direction du gradient. La force centrifuge agit sur le vent dans les systèmes sous pression fermés - cyclones et anticyclones. Il est dirigé selon le rayon de courbure de la trajectoire vers sa convexité. La force de friction de l’air sur la surface terrestre réduit toujours la vitesse du vent. La friction affecte la couche inférieure de 1 000 mètres, appelée couche de friction. Le mouvement de l'air en l'absence de frottement s'appelle vent dégradé. Un vent de gradient soufflant le long d’isobares rectilignes parallèles est appelé géostrophique, le long d’isobares curvilignes fermées – géocyclostrophique. Une représentation visuelle de la fréquence des vents dans certaines directions est donnée par le diagramme "Rose du Vent".

Conformément à la décompression, les zones de vent suivantes existent :

– zone de calmes sub-équatoriales (les vents sont relativement rares, puisque les mouvements ascendants d'air très chaud dominent) ;

– les zones d'alizés des hémisphères nord et sud ;

– zones de calme dans les anticyclones de la ceinture anticyclonique subtropicale (raison – dominance des mouvements d'air descendants) ;

– aux latitudes moyennes des deux hémisphères – zones de prédominance des vents d'ouest ;

– dans les espaces circumpolaires, les vents soufflent des pôles vers les dépressions de pression des latitudes moyennes, c'est-à-dire Les vents avec une composante orientale sont courants ici.

Circulation Atmosphérique Générale (CAG)- un système de flux d'air à l'échelle planétaire, couvrant l'ensemble du globe, la troposphère et la basse stratosphère. Dans la circulation atmosphérique, ils libèrent transferts zonaux et méridionaux. Les transports zonaux, se développant principalement dans le sens sublatitudinal, comprennent :

– le transport vers l’ouest, dominant sur l’ensemble de la planète dans la haute troposphère et la basse stratosphère ;

– dans la basse troposphère, aux latitudes polaires – vents d'est; sous les latitudes tempérées – vents d'ouest, sous les latitudes tropicales et équatoriales – vents d'est (Fig. 14).

du pôle à l'équateur.

En fait, l’air à l’équateur, dans la couche superficielle de l’atmosphère, se réchauffe considérablement. L'air chaud et humide monte, son volume augmente et une haute pression apparaît dans la haute troposphère. Aux pôles, en raison du fort refroidissement des couches superficielles de l'atmosphère, l'air est comprimé, son volume diminue et la pression au sommet chute. Par conséquent, dans couches supérieures Dans la troposphère, l'air circule de l'équateur vers les pôles. De ce fait, la masse d’air à l’équateur, et donc la pression à la surface sous-jacente, diminue et augmente aux pôles. Dans la couche superficielle, le mouvement commence des pôles vers l'équateur. Conclusion: radiation solaire forme la composante méridionale du GCA.

Sur une Terre en rotation homogène, la force de Coriolis agit également. Au sommet, la force de Coriolis dévie le flux dans le SP vers la droite de la direction du mouvement, c'est-à-dire d'ouest en est. Dans l'UP, le mouvement de l'air dévie vers la gauche, c'est-à-dire encore une fois d'ouest en est. Ainsi, au sommet (dans la haute troposphère et la basse stratosphère, dans la plage d'altitude de 10 à 20 km, la pression diminue de l'équateur vers les pôles) on note un transfert vers l'ouest, on note pour l'ensemble de la Terre dans son ensemble . En général, le mouvement de l’air se produit autour des pôles. Par conséquent, la force de Coriolis forme le transfert zonal de l'OCA.

En dessous, près de la surface sous-jacente, le mouvement est plus complexe ; l'influence est exercée par la surface sous-jacente hétérogène, c'est-à-dire sa division en continents et océans. Une image complexe des principaux flux d'air se forme. Depuis zones subtropicales des courants d'air à haute pression se dirigent vers la dépression équatoriale et vers des latitudes modérées. Dans le premier cas, des vents d'est des latitudes tropicales-équatoriales se forment. Au-dessus des océans, en raison de maxima bariques constants, ils existent toute l'année – alizés– les vents des périphéries équatoriales des anticyclones subtropicaux, soufflant constamment uniquement sur les océans ; sur terre ne sont pas tracés partout et pas toujours (les ruptures sont provoquées par l'affaiblissement des anticyclones subtropicaux dû au fort réchauffement et au déplacement des dépressions équatoriales vers ces latitudes). Dans le SP, les alizés ont une direction nord-est, dans l'UP - une direction sud-est. Les alizés des deux hémisphères convergent près de l'équateur. Dans la région de leur convergence (la zone de convergence intertropicale), de forts courants d'air ascendants apparaissent, des cumulus se forment et de fortes pluies se produisent.

Le flux de vent allant vers les latitudes tempérées depuis la ceinture anticyclonique tropicale forme vents d'ouest des latitudes tempérées. Ils s'intensifient dans heure d'hiver, étant donné que les minima de pression augmentent au-dessus de l'océan dans les latitudes tempérées, le gradient de pression entre les minima de pression au-dessus des océans et les maxima de pression au-dessus des terres augmente, et donc la force des vents augmente. Dans le SP, la direction du vent est du sud-ouest, dans l'UP, elle est du nord-ouest. Parfois, ces vents sont appelés vents anti-alizés, mais génétiquement ils ne sont pas liés aux alizés, mais font partie du transport planétaire vers l'ouest.

Transfert Est. Les vents prédominants aux latitudes polaires sont du nord-est au nord-est et du sud-est au sud-est. L'air se déplace des zones polaires de haute pression vers la ceinture de basse pression des latitudes tempérées. Le transport oriental est également représenté par les alizés des latitudes tropicales. Près de l'équateur, le transport oriental couvre presque toute la troposphère, et il n'y a pas de transport occidental ici.

L’analyse par latitude des principales parties de la GCA permet d’identifier trois liens ouverts zonaux :

– polaire : les vents d'est soufflent dans la basse troposphère, le transport d'ouest est plus important ;

– lien modéré : dans la basse et haute troposphère – vents directions ouest;

– liaison tropicale : dans la basse troposphère – vents d'est, plus haut – transport d'ouest.

Le lien tropical de la circulation s'appelait la cellule de Hadley (auteur du premier schéma GCA, 1735), le lien tempéré - la cellule de Frerel (météorologue américain). Actuellement, l'existence de cellules est remise en question (S.P. Khromov, B.L. Dzerdievsky), mais leur mention reste dans la littérature.

Les courants-jets sont des vents de force ouragan qui soufflent sur les zones frontales de la haute troposphère et de la basse stratosphère. Ils sont particulièrement prononcés sur les fronts polaires ; les vitesses du vent atteignent 300 à 400 km/h en raison des gradients de pression importants et de l'atmosphère raréfiée.

Les transports méridionaux compliquent le système GCA et assurent un échange interlatitudinal de chaleur et d'humidité. Les principaux transports méridionaux sont moussons– des vents saisonniers qui changent de direction en été et en hiver dans le sens inverse. Il existe des moussons tropicales et extratropicales.

Moussons tropicales surgissent en raison des différences thermiques entre les hémisphères d'été et d'hiver ; la répartition de la terre et de la mer ne fait qu'accentuer, compliquer ou stabiliser ce phénomène. En janvier, dans le Territoire du Nord, il existe une chaîne presque continue d'anticyclones : subtropicaux permanents sur les océans, saisonniers sur les continents. En même temps, dans l'UP se trouve une dépression équatoriale décalée à cet endroit. En conséquence, l’air est transféré du SP au SP. En juillet, avec le rapport opposé des systèmes de pression, l'air est transporté à travers l'équateur de l'UP au SP. Ainsi, les moussons tropicales ne sont rien d'autre que des alizés qui, dans une certaine bande proche de l'équateur, acquièrent une propriété différente - changement saisonnier direction générale. Avec l'aide des moussons tropicales, l'air est échangé entre hémisphères, mais entre terre et mer, d'autant plus que sous les tropiques le contraste thermique entre terre et mer est généralement faible. L'aire de répartition des moussons tropicales se situe entièrement entre 20º de latitude N. et 15º S ( Afrique tropicale au nord de l'équateur, l'Afrique orientale au sud de l'équateur ; le sud de l'Arabie ; de l'Océan Indien jusqu'à Madagascar à l'ouest et le nord de l'Australie à l'est ; Hindoustan, Indochine, Indonésie (sans Sumatra), Chine orientale ; en Amérique du Sud - Colombie). Par exemple, le courant de mousson, qui prend sa source dans un anticyclone au nord de l'Australie et se dirige vers l'Asie, est essentiellement dirigé d'un continent à l'autre ; l'océan ne sert dans ce cas que de territoire intermédiaire. Les moussons en Afrique sont l'échange d'air entre les terres du même continent, situées dans des hémisphères différents, et sur une partie de l'océan Pacifique, la mousson souffle de la surface océanique d'un hémisphère à la surface océanique de l'autre.

Dans l'éducation moussons extratropicales Le rôle principal est joué par le contraste thermique entre la terre et la mer. Ici, les moussons se produisent entre les anticyclones saisonniers et les dépressions, dont certaines se situent sur le continent et d'autres sur l'océan. Ainsi, les moussons d'hiver en Extrême-Orient sont une conséquence de l'interaction de l'anticyclone sur l'Asie (avec son centre en Mongolie) et de la dépression constante des Aléoutiennes ; l'été est la conséquence d'un anticyclone sur la partie nord de l'océan Pacifique et d'une dépression sur la partie extratropicale du continent asiatique.

Les moussons extratropicales s'expriment mieux en Extrême-Orient (y compris le Kamtchatka), dans la mer d'Okhotsk, au Japon, en Alaska et sur la côte de l'océan Arctique.

L'une des principales conditions de manifestation de la circulation de mousson est l'absence d'activité cyclonique (sur l'Europe et l'Amérique du Nord, il n'y a pas de circulation de mousson en raison de l'intensité de l'activité cyclonique ; elle est « emportée » par le transport occidental).

Vents de cyclones et d'anticyclones. Dans l'atmosphère, lorsque deux masses d'air aux caractéristiques différentes se rencontrent, de grands vortex atmosphériques apparaissent constamment - des cyclones et des anticyclones. Ils compliquent grandement le système OCA.

Cyclone– plat ascendant vortex atmosphérique, se manifestant à la surface de la Terre comme une zone de basse pression, avec un système de vents de la périphérie vers le centre dans le sens inverse des aiguilles d'une montre dans le SP et dans le sens des aiguilles d'une montre dans l'UP.

Anticyclone- un vortex atmosphérique plat descendant, se manifestant à la surface de la Terre comme une zone de haute pression, avec un système de vents du centre vers la périphérie dans le sens des aiguilles d'une montre dans le SP et dans le sens inverse des aiguilles d'une montre dans le UP.

Les vortex sont plats, puisque leurs dimensions horizontales sont des milliers de kilomètres carrés et leurs dimensions verticales sont de 15 à 20 km. Au centre du cyclone, des courants d'air ascendants sont observés, tandis que dans l'anticyclone, des courants descendants sont observés.

Les cyclones sont divisés en dépressions frontales, centrales, tropicales et thermiques.

Cyclones frontaux se forment sur les fronts arctique et polaire : sur le front arctique de l'Atlantique Nord (près des rives est Amérique du Nord et au large de l'Islande), sur le front arctique de l'océan Pacifique Nord (près des côtes orientales de l'Asie et des îles Aléoutiennes). Les cyclones durent généralement plusieurs jours et se déplacent d’ouest en est à une vitesse d’environ 20 à 30 km/h. Une série de cyclones apparaît au front, en série de trois ou quatre cyclones. Chaque cyclone suivant se situe à un stade de développement plus jeune et se déplace plus rapidement. Les cyclones se rattrapent, se rapprochent, formant cyclones centraux– le deuxième type de cyclone. Grâce aux cyclones centraux inactifs, une zone de basse pression est maintenue au-dessus des océans et sous les latitudes tempérées.

Cyclones originaires du nord océan Atlantique, déménager Europe de l'Ouest. Le plus souvent, ils traversent la Grande-Bretagne, la mer Baltique, Saint-Pétersbourg et plus loin jusqu'à l'Oural et la Sibérie occidentale, ou à travers la Scandinavie, la péninsule de Kola et plus loin jusqu'au Spitzberg, ou le long de la frontière nord de l'Asie.

Les cyclones du Pacifique Nord se déplacent vers le nord-ouest de l’Amérique ainsi que vers l’Asie du Nord-Est.

Cyclones tropicaux formé sur les fronts tropicaux le plus souvent entre 5º et 20º N. et Yu. w. Ils apparaissent au-dessus des océans à la fin de l'été et en automne, lorsque l'eau est chauffée à une température de 27 à 28 °C. La puissante montée d'air chaud et humide entraîne le dégagement d'une énorme quantité de chaleur lors de la condensation, qui détermine la cinétique. énergie du cyclone et dépression au centre. Les cyclones se déplacent d’est en ouest le long de la périphérie équatoriale de pressions maximales constantes sur les océans. Si un cyclone tropical atteint des latitudes modérées, il se dilate, perd de l'énergie et, comme un cyclone extratropical, commence à se déplacer d'ouest en est. La vitesse de déplacement du cyclone lui-même est faible (20 à 30 km/h), mais les vents qui y soufflent peuvent atteindre des vitesses allant jusqu'à 100 m/s (Fig. 15).

Riz. 15. Propagation des cyclones tropicaux

Les principales zones d'occurrence des cyclones tropicaux sont : la côte orientale de l'Asie, la côte nord de l'Australie, la mer d'Oman, le golfe du Bengale ; Mer des Caraïbes et golfe du Mexique. En moyenne, il y a environ 70 cyclones tropicaux avec des vitesses de vent supérieures à 20 m/s par an. DANS Océan Pacifique cyclones tropicaux sont appelés typhons, dans l'Atlantique - ouragans, au large des côtes australiennes - bon gré mal gré.

Dépressions thermiques se produisent sur terre en raison d'une grave surchauffe d'une surface, de la montée et de la propagation de l'air au-dessus de celle-ci. En conséquence, une région de basse pression se forme près de la surface sous-jacente.

Les anticyclones sont divisés en anticyclones frontaux et subtropicaux d'origine dynamique et stationnaires.

Aux latitudes tempérées, l'air froid produit anticyclones frontaux, qui se déplacent en série d’ouest en est à une vitesse de 20 à 30 km/h. Le dernier anticyclone final atteint les régions subtropicales, se stabilise et se forme anticyclone subtropical d'origine dynamique. Ceux-ci incluent des maxima de pression constants sur les océans. Anticyclone stationnaire se produit sur terre en hiver en raison d'un fort refroidissement de la surface.

Les anticyclones apparaissent et restent stables sur les surfaces froides de l'Arctique oriental, de l'Antarctique et, en hiver, de la Sibérie orientale. Lorsque l'air arctique arrive du nord en hiver, un anticyclone se forme sur toute l'Europe de l'Est et couvre parfois l'Europe de l'Ouest et du Sud.

Chaque cyclone est suivi et se déplace à la même vitesse par un anticyclone qui enferme chaque série cyclonique. Lorsqu'ils se déplacent d'ouest en est, les cyclones sont déviés vers le nord et les anticyclones sont déviés vers le sud dans le SP. La raison des écarts s'explique par l'influence de la force de Coriolis. Par conséquent, les cyclones commencent à se déplacer vers le nord-est et les anticyclones vers le sud-est. Grâce aux vents des cyclones et des anticyclones, il y a un échange de chaleur et d'humidité entre les latitudes. Dans les zones de haute pression, les courants d'air prédominent de haut en bas - l'air est sec, il n'y a pas de nuages ​​; dans les zones de basse pression - de bas en haut - des nuages ​​se forment et des précipitations tombent. L’afflux de masses d’air chaud est appelé « vagues de chaleur ». Le déplacement des masses d'air tropicales vers les latitudes tempérées provoque des sécheresses en été et de forts dégels en hiver. L’introduction de masses d’air arctiques dans les latitudes tempérées – les « vagues de froid » – provoque un refroidissement.

Vents locaux– les vents survenant dans des zones limitées du territoire sous l'influence de causes locales. À vents locaux l'origine thermique comprend les brises, les vents de montagne et de vallée, l'influence du relief provoque la formation de séchoirs à cheveux et de bore.

Brises se produisent sur les rives des océans, des mers et des lacs, où les fluctuations quotidiennes de température sont importantes. Des brises urbaines se sont formées dans les grandes villes. Pendant la journée, lorsque la terre est chauffée plus fortement, un mouvement d'air ascendant se produit au-dessus d'elle et son écoulement vers le haut vers le plus froid. Dans les couches superficielles, le vent souffle vers la terre, c'est une brise (de mer) diurne. La brise nocturne (de rivage) se produit la nuit. Lorsque la terre se refroidit plus que l'eau, et dans la couche d'air superficielle, le vent souffle de la terre vers la mer. Les brises marines sont plus prononcées, leur vitesse est de 7 m/s, leur portée peut atteindre 100 km.

Vents de montagne et de vallée forment les vents des pentes et les vents de montagne-vallée eux-mêmes et ont une périodicité journalière. Les vents de pente sont le résultat d'un échauffement différent de la surface de la pente et de l'air à la même hauteur. Pendant la journée, l'air sur la pente se réchauffe davantage et le vent souffle sur la pente ; la nuit, la pente se refroidit également plus fortement et le vent commence à souffler sur la pente. En fait, les vents de vallée de montagne sont provoqués par le fait que l'air d'une vallée de montagne se réchauffe et se refroidit davantage qu'à la même altitude dans la plaine voisine. La nuit, le vent souffle vers la plaine, le jour vers les montagnes. La pente face au vent est appelée au vent et la pente opposée est appelée sous le vent.

Sèche-cheveux– un vent chaud et sec venant de hautes montagnes, souvent couvertes de glaciers. Cela se produit en raison du refroidissement adiabatique de l'air sur la pente au vent et du réchauffement adiabatique sur la pente sous le vent. Le sèche-cheveux le plus courant se produit lorsque le flux d'air de l'OCA passe au-dessus d'une chaîne de montagnes. Plus souvent se rencontre ventilateur anticyclonique, il se forme si au-dessus pays montagneux il y a un anticyclone. Les marais sont plus fréquents pendant les saisons de transition, qui durent plusieurs jours (dans les Alpes, il y a 125 jours de marais par an). Dans les montagnes du Tien Shan, ces vents sont appelés castek, en Asie centrale - garmsil, dans les montagnes Rocheuses - chinook. Les sèche-cheveux provoquent une floraison précoce des jardins et la fonte des neiges.

Bora– vent froid soufflant des basses montagnes sur le côté mer chaude. À Novorossiysk, on l'appelle Nord-Ost, sur la péninsule d'Absheron - Nord, sur Baïkal - Sarma, dans la vallée du Rhône (France) - Mistral. Bora se produit en hiver, lorsqu'une zone de haute pression se forme devant la crête, dans la plaine, où se forme de l'air froid. Après avoir traversé une crête basse, l'air froid se précipite à grande vitesse vers la baie chaude, où la pression est faible, la vitesse peut atteindre 30 m/s, la température de l'air chute brusquement jusqu'à –5ºC.

Les tourbillons à petite échelle comprennent tornades Et caillots de sang (tornade). Les tourbillons au-dessus de la mer sont appelés tornades, sur terre - caillots de sang. Les tornades et les caillots sanguins proviennent généralement des mêmes endroits que les cyclones tropicaux, par temps chaud. climat humide. La principale source d'énergie est la condensation de la vapeur d'eau, qui libère de l'énergie. Le grand nombre de tornades aux États-Unis est dû à l'arrivée de pluies air chaud Avec Golfe du Mexique. Le tourbillon se déplace à une vitesse de 30 à 40 km/h, mais la vitesse du vent atteint 100 m/s. Les thrombi apparaissent généralement seuls, tandis que les vortex se produisent en série. En 1981, 105 tornades se sont formées au large des côtes anglaises en cinq heures.

Le concept de masses d'air (AM). L’analyse de ce qui précède montre que la troposphère ne peut pas être physiquement homogène dans toutes ses parties. Il se divise, sans cesser d'être uni et entier, en masses d'air – de grands volumes d'air dans la troposphère et la basse stratosphère, qui ont des propriétés relativement homogènes et se déplacent comme un tout dans l'un des flux GCA. Les dimensions du VM sont comparables à celles de certaines parties des continents, leur longueur est de plusieurs milliers de kilomètres et leur épaisseur est de 22 à 25 km. Les territoires sur lesquels se forment les VM sont appelés centres de formation. Ils doivent avoir une surface sous-jacente homogène (terre ou mer), certaines conditions thermiques et le temps nécessaire à leur formation. Des conditions similaires existent dans les maxima de pression sur les océans et dans les maxima saisonniers sur terre.

VM n'a des propriétés typiques que sur le site de formation ; lorsqu'il se déplace, il se transforme et acquiert de nouvelles propriétés. L’arrivée de certains EM provoque des changements climatiques brusques et non périodiques. En fonction de la température de la surface sous-jacente, les VM sont divisées en chaudes et froides. La VM chaude se déplace vers la surface froide sous-jacente, elle apporte du réchauffement, mais elle-même se refroidit. Une VM froide arrive sur la surface chaude sous-jacente et apporte du refroidissement. Selon les conditions de formation, les EM sont divisés en quatre types : équatorial, tropical, polaire (air des latitudes tempérées) et arctique (Antarctique). Chaque type comporte deux sous-types : marin et continental. Pour sous-type continental, formé sur les continents, se caractérise par une large plage de températures et une faible humidité. Sous-type marin se forme au-dessus des océans, donc relatif et humidité absolue ses amplitudes de température sont augmentées et nettement inférieures à celles du continent.

VM équatoriale formé à basse latitude, caractérisé par des températures élevées et une humidité relative et absolue élevée. Ces propriétés sont préservées sur terre et sur mer.

VM tropicale se forment sous les latitudes tropicales, la température tout au long de l'année ne descend pas en dessous de 20º C et l'humidité relative est faible. Souligner:

– les tunneliers continentaux qui se forment sur les continents des latitudes tropicales dans les maxima de pression tropicale - sur le Sahara, l'Arabie, le Thar, le Kalahari, et en été dans les régions subtropicales et même au sud des latitudes tempérées - dans le sud de l'Europe, en Asie centrale et au Kazakhstan, Mongolie et nord de la Chine ;

– des tunneliers marins formés au-dessus des eaux tropicales – dans les maxima des Açores et d'Hawaï ; caractérisé par une température et une teneur en humidité élevées, mais une faible humidité relative.

Machine virtuelle polaire, ou air des latitudes tempérées, se forment dans les latitudes tempérées (dans les anticyclones des latitudes tempérées des VM arctiques et dans l'air venant des tropiques). Les températures en hiver sont négatives, en été elles sont positives, l'amplitude annuelle de température est importante, l'humidité absolue augmente en été et diminue en hiver, l'humidité relative est moyenne. Souligner:

– l'air continental des latitudes tempérées (CLA), qui se forme sur les vastes surfaces des continents des latitudes tempérées, est très frais et stable en hiver, le temps y est clair avec de fortes gelées ; en été, il se réchauffe beaucoup, des courants ascendants y apparaissent ;

CHAPITREIIICOQUILLES DE LA TERRE

Thème 2 ATMOSPHÈRE

§trente. CHANGEMENT QUOTIDIEN DE LA TEMPÉRATURE DE L'AIR

Rappelez-vous quelle est la source de lumière et de chaleur sur Terre.

Comment l’air clair se réchauffe-t-il ?

COMMENT L'AIR CHAUFFE. Grâce aux cours d'histoire naturelle, vous savez que l'air transparent permet aux rayons du soleil d'atteindre la surface de la terre et de la réchauffer. C'est l'air qui n'est pas chauffé par les rayons, mais par la surface chauffée. Par conséquent, plus on s’éloigne de la surface de la Terre, plus il fait froid. C’est pourquoi, lorsqu’un avion vole longtemps au-dessus du sol, la température de l’air est très basse. À la limite supérieure de la troposphère, elle descend jusqu’à -56 °C.

Il a été établi qu'après chaque kilomètre d'altitude, la température de l'air diminue en moyenne de 6 °C (Fig. 126). En haute montagne, la surface de la Terre reçoit plus de chaleur solaire qu'au pied. Cependant, la chaleur se dissipe plus vite avec l’altitude. Par conséquent, en gravissant les montagnes, vous remarquerez que la température de l’air diminue progressivement. C'est pourquoi il y a de la neige et de la glace au sommet des hautes montagnes.

COMMENT MESURER LA TEMPÉRATURE DE L'AIR. Bien sûr, tout le monde sait que la température de l'air est mesurée avec un thermomètre. Cependant, il convient de rappeler qu'un thermomètre mal installé, par exemple au soleil, n'indiquera pas la température de l'air, mais combien de degrés l'appareil lui-même a chauffé. . Dans les stations météorologiques, pour obtenir des données précises, le thermomètre est placé dans une cabine spéciale. Ses murs sont en treillis. Cela permet à l'air de pénétrer librement dans la cabine ; ensemble, les grilles protègent le thermomètre Viya. lumière directe du soleil. La cabine est installée à une hauteur de 2 m du sol. Les lectures du thermomètre sont enregistrées toutes les 3 heures.

Riz. 126. Changement de la température de l'air avec l'altitude

Voler au-dessus des nuages

En 1862, deux Anglais effectuent un vol en montgolfière. A 3 km d'altitude, au-delà des nuages, les chercheurs grelottaient de froid. Lorsque les nuages ​​ont disparu et que le soleil est apparu, il est devenu encore plus froid. A une hauteur de ces 5 km, l'eau a gelé pour les gens, il était devenu difficile de respirer, il y avait un bruit dans leurs oreilles et ils étaient épuisés. Ainsi, l’air raréfié était pulvérisé sur le corps. A 3 km d'altitude, l'un des survivants a perdu connaissance. À une altitude de 11 km, il faisait -24°C (sur Terre à cette époque, l'herbe était verte et les fleurs éclosent). Les deux casse-cou étaient en danger de mort. Ils sont donc descendus sur Terre le plus rapidement possible.

Riz. 127. Graphique de la température quotidienne de l'air

CHANGEMENT QUOTIDIEN DE TEMPÉRATURE. Les rayons du soleil chauffent la Terre de manière inégale tout au long de la journée (Fig. 128). C'est à midi, lorsque le Soleil est haut au-dessus de l'horizon, que la surface de la Terre se réchauffe le plus. Cependant, des températures de l'air élevées ne sont pas observées à midi (à 12 heures), mais deux à trois heures après midi (à 14-15 heures). En effet, il faut du temps pour que la chaleur soit transférée de la surface de la Terre. Après midi, malgré le fait que le Soleil descende déjà à l'horizon, l'air continue de recevoir de la chaleur de la surface chauffée pendant encore deux heures. Ensuite, la surface se refroidit progressivement et la température de l'air diminue en conséquence. Les températures les plus basses se produisent avant le lever du soleil. Il est vrai que certains jours, cette tendance quotidienne des températures peut être perturbée.

Par conséquent, la raison des changements de température de l'air au cours de la journée est un changement dans l'éclairage de la surface de la Terre en raison de sa rotation autour de son axe. Une représentation plus visuelle des changements de température est donnée par des graphiques de variation quotidienne de la température de l'air (Fig. 127).

QUELLE EST L'AMPLITUDE DES FLUCTUATIONS DE LA TEMPÉRATURE DE L'AIR. La différence entre les températures de l’air les plus élevées et les plus basses est appelée amplitude de fluctuation de température (A). Il existe des amplitudes journalières, mensuelles et annuelles.

Par exemple, si la température de l'air la plus élevée pendant la journée était de +25 °C et +9 °C, alors l'amplitude des fluctuations sera égale à 16 °C (25 - 9 = 16) (mat. 129). Les amplitudes quotidiennes des fluctuations de température sont influencées par la nature de la surface terrestre (on l'appelle surface sous-jacente). Par exemple, au-dessus des océans, l'amplitude n'est que de 1 à 2 °C, dans les steppes de 15 à 0 °C et dans les déserts, elle atteint 30 °C.

Riz. 129. Détermination de l'amplitude quotidienne des fluctuations de la température de l'air

SOUVIENS-TOI

L'air est chauffé par la surface de la terre ; Avec l'altitude, sa température diminue d'environ 6 °C pour chaque kilomètre d'altitude.

La température de l'air change pendant la journée en raison des changements dans l'éclairage de la surface (jour et nuit).

L'amplitude des fluctuations de température est la différence entre les températures de l'air les plus élevées et les plus basses.

QUESTIONS ET TÂCHES

1. La température de l’air à la surface de la Terre est de +17 °C. Déterminez la température à l’extérieur d’un avion volant à une altitude de 10 km.

2. Pourquoi stations météo Le thermomètre est-il installé dans une cabine spéciale ?

3. Dites-nous comment la température de l'air change au cours de la journée.

4. Calculez l'amplitude quotidienne des fluctuations de l'air à l'aide des données suivantes (en °C) : -1,0, + 4, +5, +3, -2.

5. Réfléchissez aux raisons pour lesquelles le plus haut température quotidienne l'air n'est pas observé à midi, lorsque le Soleil est haut au-dessus de l'horizon.

TRAVAIL PRATIQUE 5 (Début. Suite, voir pp. 133, 141.)

Sujet : Résoudre les problèmes liés aux changements de température de l'air avec l'altitude.

1. La température de l’air à la surface de la Terre est de +25 °C. Déterminez la température de l'air au sommet d'une montagne dont la hauteur est de 1 500 m.

2. Le thermomètre de la station météorologique, située au sommet de la montagne, indique 16°C au-dessus de zéro. Dans le même temps, la température de l’air à ses pieds est de +23,2 °C. Calculez la hauteur relative de la montagne.