Si la nature des courants d'air dépendait uniquement de l'inhomogénéité thermique de la surface terrestre et des masses d'air, alors le vent serait déterminé par le gradient de pression horizontal et l'air se déplacerait le long de ce gradient depuis haute pression baisser. Où vitesse du vent serait inversement proportionnel à la distance entre les lignes d'égale pression, c'est-à-dire les isobares. Plus la distance entre les isobares est petite, plus le gradient de pression et, par conséquent, la vitesse du vent sont importants.
Ce processus peut durer deux jours, donc l'ensemble cycle de vie Un cyclone extratropical dure trois à cinq jours. Après occlusion, un nouveau cyclone peut apparaître au sommet du secteur thermique de l'onde d'occlusion. La naissance d'une nouvelle dépression extratrapique ou cyclone est associée à la présence d'un jet flow en altitude situé au-dessus de la vague.
Combinaison ondes courtes vents d'ouest avec un courant-jet axé sur le flux des vents d'ouest, contribue non seulement au développement de cyclones ectopiques, mais également au mouvement des anticyclones migrateurs se déplaçant en hiver pour la plupart Mexique. Une température et une humidité uniformes sur de vastes zones de la planète distinguent certaines masses d'air des autres et sont généralement classées comme chaudes et froides ; de plus, ils peuvent être secs et humides. Ainsi, les masses d'air peuvent être : continentales polaires, marines polaires, tropicales continentales et tropicales marines.
Force de gradient de pression. En météorologie théorique, les forces sont généralement liées à une unité de masse. Par conséquent, afin d’exprimer la force du gradient de pression agissant sur une unité de masse, la valeur du gradient de pression doit être divisée par la densité de l’air. Alors valeur numérique forces du gradient de pression(G) sera déterminé par l'expression :
Les masses d'air qui visitent le Mexique en hiver sont : la polarité continentale, lorsqu'elle arrive du Canada et des États-Unis, et donc elle contient peu d'humidité ou la polarité maritime, qui entre exclusivement dans le pays au nord-ouest de la partie nord. Océan Pacifique. Ces masses d’air froid provoquent ce qu’on appelle les Gulf Norths.
Pendant la saison des moussons, les masses d’air marin tropical proviennent principalement de l’Atlantique tropical et, dans une moindre mesure, du Pacifique tropical. Quant à la masse d’air continentale tropicale, elle ne peut être créée que dans de grandes zones continentales tropicales, comme le Brésil et le désert du Sahara. Dans notre pays, cela se manifeste par dans une certaine mesure pendant l'été dans la zone sèche du nord-ouest, associée à la zone basse pression d'origine thermique, où l'air est considérablement sec en raison de l'affaissement ou de la descente de l'air appartenant à la cellule subtropicale de l'océan Pacifique.
où ρ est la densité de l'air, dρ/ DN– gradient de pression.
Sous l'influence de la force du gradient de pression (gradient de pression), le vent se forme. Cela signifie que si un excès de masse d'air (haute pression) se forme dans une certaine zone, il doit alors s'écouler vers une zone où il y a un manque d'air (basse pression). Cette sortie le plus fort, plus la différence de pression est grande.
Quand on compare changements soudains temps habituellement observé sous les latitudes tempérées à climat tropical, le plus surprenant est l'uniformité phénomènes atmosphériques sous les tropiques. Lorsque la perturbation des alizés humides envahit la quasi-totalité de notre pays, des averses apparaissent régulièrement en même temps, les fluctuations journalières de température sont quasiment constantes pendant la période des pluies. Après quelques semaines de saison humide, l'uniformité du climat devient fastidieuse en raison de sa monotonie. Le vent et la température évoluent cycle quotidien, déterminé par les caractéristiques orographiques d'une côte, d'une vallée ou d'un haut plateau.
Donc le principal force motrice l'apparition du mouvement de l'air est le gradient barique. Si seule la force du gradient barique agissait sur les particules d'air, alors leur mouvement se produirait toujours dans la direction de ce gradient, comme l'écoulement de l'eau d'un niveau supérieur vers un niveau inférieur. En réalité, cela n’arrive pas.
En fait, l’atmosphère tropicale n’est pas aussi calme qu’il y paraît. Bien que l'écoulement soit uniforme près de la surface, il a été constaté qu'à plus niveaux élevés l'air tropical est généralement assez perturbé. Cette situation est exactement à l'opposé de celle qui prévaut dans l'Ouest ou à Ferrell, où, comme nous l'avons vu, l'écoulement de l'air en surface est beaucoup plus difficile aux niveaux supérieurs.
Nous avons déjà expliqué comment une tempête dans les latitudes tempérées résulte de la collision de masses d'air aux caractéristiques contrastées : des masses polaires froides, d'une part, et une masse d'air tropical. À mesure que la dépression extratropicale s'approche de ces latitudes, un observateur stationné à l'est du cyclone subit des effets très définis des changements atmosphériques. Il y a d’abord des bandes de nuages soyeux qui se déplacent haut devant la tempête. À mesure que le front chaud approche, les nuages deviennent plus épais et plus bas, la pression barométrique diminue progressivement, puis le vent roule vers le sud et les températures commencent à augmenter.
Dans les processus à grande échelle, la cause thermique des courants d’air est combinée à l’action d’un certain nombre d’autres facteurs qui compliquent considérablement la circulation atmosphérique. Par conséquent, la mousson et la circulation interlatitudinale, en raison de l'action d'un certain nombre de forces et de la nature vortex de la circulation atmosphérique, sont incomparablement plus complexes.
Le secteur chaud de la vague arrête les précipitations et le temps s'améliore. À l'approche d'un front froid, le temps redevient nuageux avec une forte augmentation de la pression accompagnée d'une baisse de la température et d'un virage au vent vers le nord ou le nord-ouest. Puis les averses commencent. Lorsque le cyclone extratropical s’éloigne, il se dissipe à nouveau, laissant des températures froides dans la masse d’air polaire.
L'énergie qui alimente ces énormes cyclones extratropicaux est énergie potentielle, associé au flux d’air froid et à la montée d’air chaud. Mais sous les tropiques, les conditions de formation des tempêtes sont complètement différentes. Ici, la couche d'air en dessous de 3 km est masse homogène, couvrant des milliers de kilomètres carrés de mers tropicales. Le vent souffle constamment de l'est. L'énergie créée par les tempêtes tropicales ne peut pas provenir de la collision de deux masses d'air, mais provient de l'évaporation de l'eau des mers tropicales chaudes ; l'énergie est stockée sous forme de chaleur latente de la vapeur d'eau.
La force de déviation de la rotation de la Terre. Les changements de direction et de vitesse des courants d'air sont principalement causés par la force de déviation de la rotation de la Terre ou, comme on l'appelle communément, la force de Coriolis. L'émergence de cette force est associée à la rotation de la Terre autour de son axe. Sous l'influence de la force de Coriolis, le vent ne souffle pas le long du gradient de pression, c'est-à-dire de la haute pression à la basse pression, mais s'en écarte dans l'hémisphère nord vers la droite, dans l'hémisphère sud - vers la gauche.
Cette vapeur est transportée vers haute altitude des nuages convectifs appelés amas, qui peuvent s'élever jusqu'à 4 à 7 km. Lorsque la pluie se condense, la vapeur se libère grande quantitéénergie cachée. Cette situation se produit lorsqu'il y a une perturbation dans le thread principal Alisios. Cette perturbation se présente sous la forme d'une vague ou d'une déviation des alizés et a été observée dès avant la Seconde Guerre mondiale par les météorologues mexicains qui les ont observés se déplaçant d'est en ouest, sur des cartes météorologiques, de vastes zones de pluie et d'averses qui couvraient le sud. la moitié du Mexique ; cependant, il faudra attendre les années 1940 pour que les méthodes permettant de les définir et de les décrire soient affinées à l'aide d'un modèle.
Dans le schéma (Fig. 29, UN) Il est clairement montré comment la force de déviation de la rotation de la Terre affecte le changement de direction du mouvement de l'air, qui a commencé le long d'un gradient de pression avec une vitesse progressivement croissante. L’influence d’autres forces n’est pas prise en compte ici.
Supposons que sous l'influence de la force du gradient de pression particule d'air(indiqué par un cercle) commencera à se déplacer dans la direction du dégradé (G). Au premier instant, dès que la vitesse apparaît V 1 il y aura une accélération de la force de déviation de la rotation de la Terre Un 1 dirigé perpendiculairement et vers la droite par rapport à la vitesse V 1 . Sous l'influence de cette accélération, la particule ne se déplacera pas le long du gradient, mais déviera vers la droite ; dans l'instant suivant, la vitesse de la particule d'air deviendra égale à V 2 . Mais en même temps, la force de Coriolis passera à A 2. Sous l'influence de cette accélération de rotation, la vitesse de la particule d'air va encore changer, devenant égale à V 3 . La force de Coriolis ne tardera pas à changer, etc. En conséquence, la force de pression et la force de déviation de la rotation de la Terre sont équilibrées et le mouvement de la particule d'air se produit le long des isobares. L'effet de la force de Coriolis augmente avec l'augmentation de la vitesse et de la latitude des particules. Il est défini par l'expression :
Par exemple, le météorologue Gordon Dunn a découvert que les cartes de surface des régions tropicales Région de l'Atlantique il y a eu un mouvement des centres ilobiques maximum et minimum associé au mouvement des zones de mauvais temps ; Au fur et à mesure que de nouvelles observations de vents plus élevés ont émergé, il a été noté que le passage des centres isobares était également associé à des changements de direction du vent en altitude, on a donc pu conclure que ces centres étaient une manifestation de la propagation des ondes se déplaçant d'est en ouest.
Cependant, à l'arrière de la vague, l'investissement qui servait de couverture a disparu et les nuages ont augmenté jusqu'à 7-8 km, entraînant de fortes précipitations. La bande d'intempéries peut avoir une largeur de 300 km derrière l'axe. Le tourbillon absolu de l’air traversant la vague change. Dans l'axe du creux, la courbure de l'écoulement est maximale, tout comme le tourbillon de l'air par rapport à la Terre. Son tourbillon diminue à nouveau à mesure qu'il se déplace vers l'ouest après avoir traversé l'axe des vagues. Comme le tourbillon absolu augmente à mesure que l’air converge horizontalement et diminue à mesure que l’air diverge, la distribution de convergence et de divergence dans la vague est la même que celle illustrée sur la figure.
où ω - vitesse angulaire, φ - latitude géographique, V- vitesse de mouvement.
L'accélération de la force de déviation de la rotation de la Terre est mesurée en quantités allant de zéro à l'équateur à 2ωV au pôle.
Vent géostrophique. Le type de mouvement le plus simple est le mouvement linéaire et uniforme sans friction. En météorologie, on l'appelle vent géostrophique. Toutefois, un tel mouvement ne peut être autorisé que théoriquement. Avec le vent géostrophique, on suppose qu’en plus de la force de gradient (G), seule la force de déviation de la rotation terrestre agit sur l’air. (UN). Lorsque le mouvement est uniforme, alors ces deux forces, agissant dans des directions opposées, sont équilibrées et le vent géostrophique est dirigé le long des isobares (Fig. 29, b). Dans ce cas, la dépression se situe à gauche dans l’hémisphère nord et à droite dans l’hémisphère sud.
L'air qui converge latéralement se dilate verticalement, et avec la divergence, l'expansion est horizontale et les colonnes d'air sont comprimées, ce qui explique le ciel clair à l'avant de l'onde Vostok. Des vagues orientales qui viennent de Mer des Caraïbes dans le golfe du Mexique, présentent les caractéristiques décrites car le courant est libre de l'influence de facteurs importants. terrains. Cependant, une fois que l’axe des vagues traverse notre pays, au-delà de l’isthme de Tehuantepec à l’ouest, le champ de vent est considérablement déformé lorsque la vague traverse la région montagneuse du sud.
Malgré cela, les cartes météorologiques montrent un déplacement vers l’ouest d’une zone de nuages épais et de pluie. Hosler est venu les conclusions suivantes. Le creux est entré dans la mer des Caraïbes au sud de Cuba. Hosler a également constaté que sur les 19 vagues analysées qui ont traversé Matamoros, seules deux représentaient une extension de plus de 10 km. Dans d’autres cas, les vagues n’atteignaient que 500 millibars.
Lorsque les forces du gradient de pression et la force de déviation de la rotation de la Terre sont en équilibre, leur somme sera égale à zéro. Ceci s'exprime par la relation suivante :
d'où on obtient que la vitesse du vent géostrophique
Le tableau 1 montre la fréquence des vagues d'est observées par Hosler en Golfe du Mexique. En août et septembre, le maximum des vagues d'Est se produit selon cet auteur. Le principe de conservation absolue du tourbillon stipule que pour tout mouvement atmosphérique une particule d'air maintient invariablement son tourbillon absolu lorsqu'elle se déplace à la surface de la Terre. Ce tourbillon absolu est égal à la somme du tourbillon relatif de l'air plus le tourbillon de la Terre en un endroit égal à 2 Φ en Ω.
On dit qu’il y a convergence de masse lorsque la surface horizontale occupée par une masse d’air donnée diminue ; Avec la divergence, c'est l'inverse qui se produit : la surface horizontale augmente. Lièvre, K. "Ouest", " Aperçu géographique", vol. 50, New York.
Il s’ensuit que la vitesse du vent géostrophique est directement proportionnelle à l’ampleur du gradient de pression horizontal. Par conséquent, plus les isobares sur les cartes de pression sont denses, plus vent plus fort. Bien que dans les conditions atmosphériques réelles, on n'observe presque jamais de vent purement géostrophique, les observations montrent qu'à une altitude d'environ 1 kilomètres et au-dessus, le mouvement de l'air se produit approximativement le long des isobares, avec de légères déviations causées par d'autres raisons. Par conséquent, dans Travaux pratiques Au lieu du vent proprement dit, le vent géostrophique est également utilisé. En plus de la force du gradient de pression et de la force de Coriolis, le mouvement de l'air est affecté par la force de frottement et la force centrifuge.
Mosiño, P. Déterminants du climat dans la République mexicaine, Institut National Anthropologie et Histoire, 19 ans, Mexique. P. Presses de l'Université de Chicago. Comme tout sur Terre, l’air est attiré par la gravité. On peut donc parler du poids de l’air. Le poids de l’air par unité de surface est appelé pression atmosphérique. Pression atmosphérique est mesuré en Pascals, et Pascal est égal à 1 Newton par mètre carré. Parce que l’air exerce cette force dans toutes les directions, il n’y a donc pas vraiment de force nette.
Pour être une force, il doit y avoir une différence de pression. La pression atmosphérique varie verticalement et horizontalement. Verticalement : la raison est évidente, plus on s'élève au-dessus de la surface, moins il y a d'air, c'est-à-dire Moins de poids, est au-dessus de nous. La chute de pression avec l'altitude est d'environ 1 mb tous les 10 mètres. La plupart des altimètres fonctionnent sur la base de ce principe. Un changement de pression avec l’altitude en l’absence d’autres effets n’entraîne pas de mouvement d’air car il n’indique aucun déséquilibre.
Force de friction. La force de frottement est toujours dirigée vers mouvement opposé, et est proportionnel à la vitesse. En réduisant la vitesse des flux d'air, il les dévie vers la gauche des isobares, et le mouvement ne se produit pas le long des isobares, mais selon un certain angle par rapport à elles, de la haute pression à la basse. À travers mélange turbulent l'air, l'influence du frottement se transmet aux couches sus-jacentes, jusqu'à environ 1 kilomètres au-dessus de la surface de la terre.
C’est simplement l’effet du poids de l’air qui s’accumule à mesure que nous nous rapprochons de la surface. Horizontal : C'est ce que représente une carte isobare de la surface, la pression au niveau de la mer a été prise en de nombreux points et les résultats sont reportés sur la carte. Les différences de pression dans le sens horizontal suggèrent un déséquilibre et une tentative système atmosphérique le retour à l’équilibre est ce qui produit les vents.
Lorsque deux gaz sont mis en contact à des pressions différentes, le système tend à s’équilibrer, ce qui fait qu’une partie du gaz se déplace plus bas là où il y en a moins jusqu’à ce qu’ils soient égalisés. De même, l’air dans une zone à haute pression a tendance à s’écouler vers des zones où la pression est moindre. Cette tendance à l'équilibre est responsable des vents. Maintenant, une autre question se pose : « Tout cela est très bien, mais ce processus s’arrêtera lorsque tout l’air de la planète sera sous une pression égale, pourquoi le mouvement ne s’arrête-t-il jamais ? Là encore, j'ai une réponse : la surface de la Terre reçoit l'énergie du Soleil de manière très hétérogène, selon l'inclinaison. rayons de soleil, nature de la surface, nébulosité, etc. ainsi, l'air est chauffé ou refroidi différemment selon les zones.
L'effet du frottement sur la direction et la vitesse du mouvement de l'air est illustré dans le diagramme (Fig. 30, a). Le diagramme montre le champ de pression et le mouvement de l'air sous l'influence de la force du gradient de pression, de la force de déviation de la rotation et du frottement de la Terre. Sous l'influence de la force de Coriolis, l'air ne se déplace pas le long du gradient de pression G, mais perpendiculairement à celui-ci, c'est-à-dire le long des isobares. Le vent réel est indiqué par la flèche B, force de frottement T légèrement dévié sur le côté par rapport à la direction du vent. La force de Coriolis est indiquée perpendiculairement au vent réel par une flèche À. Comme nous pouvons le voir, l'angle entre le vent réel DANS et force de frottement T est supérieur à 90°, et l'angle entre le vent réel B et la force du gradient de pression g moins de 90°. Puisque la force de gradient est perpendiculaire aux isobares, le vent réel s’avère dévié vers la gauche des isobares. L'amplitude de l'angle entre l'isobare et la direction du vent réel dépend du degré de rugosité la surface de la terre. La déviation se produit à gauche des isobares, généralement selon un angle de 20 à 30°. Sur terre, le frottement est plus grand que sur la mer ; près de la surface de la terre, l'influence du frottement est la plus grande et diminue avec l'altitude. A une hauteur d'environ 1 kilomètres action forces de frottement presque s'arrêter.
Force centrifuge. Si les isobares sont curvilignes, c'est-à-dire ont, par exemple, la forme d'une ellipse ou d'un cercle, alors le mouvement
l'air a un effet force centrifuge. Il s'agit de la force d'inertie, qui est dirigée du centre vers la périphérie le long du rayon de courbure de la trajectoire du mouvement de l'air. Sous l'influence de la force centrifuge (en l'absence de frottement), le mouvement se produit le long des isobares. En présence de frottement, le vent souffle selon un angle par rapport aux isobares dans la direction de la basse pression. L'ampleur de la force centrifuge est déterminée à partir de l'égalité
Où V - la vitesse de l'air (vitesse du vent), r - rayon de courbure de sa trajectoire.
Si nous supposons que le mouvement de l'air se produit dans un cercle, alors sa vitesse en tout point de la trajectoire sera dirigée tangentiellement au cercle (Fig. 30, b et c). Comme il ressort de ce diagramme, la force de Coriolis (UN) dirigé (dans l'hémisphère nord) à angle droit radialement à droite de la vitesse du vent( V). La force centrifuge (C) est dirigée du centre du cyclone et de l'anticyclone vers leur périphérie, et la force de gradient (G) soldes somme géométrique les deux premières forces et se situent sur le rayon du cercle. Dans ce cas, les trois forces sont liées par l'équation
Où r - rayon de courbure des isobares.
De cette équation, il résulte que le vent est dirigé perpendiculairement au gradient de pression. Ce cas particulier vents avec des isobares circulaires dans le système cyclonique. Ce vent s'appellepente.
Dans l'hémisphère nord dans le système cyclonique (Fig. 31, b) la force du gradient de pression est dirigée vers son centre, et les forces centrifuges et de Coriolis qui l'équilibrent sont en le côté opposé. Dans le cas d'un anticyclone (Fig. 30, c), la force de Coriolis est dirigée vers son centre, et la force centrifuge et la force du gradient de pression sont dans le sens opposé et s'équilibrent en premier.
L’équation du vent de gradient dans le cas d’un anticyclone a la forme suivante :
DANS hémisphère sud, où la force de déviation de la rotation de la Terre est dirigée vers la gauche de la vitesse de l'air, le vent de gradient est dévié du gradient de pression vers la gauche. Par conséquent, dans l'hémisphère sud, le vent dans un cyclone est dirigé dans le sens des aiguilles d'une montre et dans un anticyclone, dans le sens inverse des aiguilles d'une montre.
En dehors de l'influence de la force de frottement, c'est-à-dire supérieure à 1 kilomètres, Le vent s'approche d'un vent gradient en direction et en vitesse. La différence entre le vent réel et le vent de gradient est généralement faible. Cependant, ces petits écarts entre le vent réel et le vent de gradient jouent un rôle rôle important dans les changements de pression atmosphérique.
La pression de l'air est déterminée par sa masse dans la colonne atmosphérique par section transversale, égal à un zone. À mouvement irrégulier l'air en raison de changements dans celui-ci propriétés thermiques Et forces actives il y a une diminution ou une augmentation de la masse d'air dans la colonne et, par conséquent, une diminution ou une augmentation de la pression atmosphérique.
Le principal facteur de modification du champ de pression (champ de pression) est la déviation du vent réel par rapport au vent de pente (en altitude). Lorsque la direction et la vitesse du vent réel correspondent à celles du gradient, une augmentation ou une diminution de la masse d'air et un changement de pression se produisent, et des vortex atmosphériques - cyclones et anticyclones - peuvent apparaître et se développer (voir ci-dessous).
Les déviations du vent sont importantes dans les zones de convergence des flux d'air dans la troposphère et avec une grande courbure des flux d'air en mouvement.
Champ de pression. Structure du champ de pression, ou champ de pression L'ambiance est assez variée. Aux latitudes extratropicales, près de la surface de la terre et en altitude, vous pouvez toujours trouver des cyclones et des anticyclones, des creux, des crêtes et des selles grands ou relativement petits.
Les cyclones sont les plus grands vortex atmosphériques, avec une basse pression au centre. Le mouvement de l'air dans leur système dans l'hémisphère nord se produit dans le sens inverse des aiguilles d'une montre. Les anticyclones sont des vortex avec une haute pression au centre. Le mouvement de l'air dans leur système dans l'hémisphère nord se produit dans le sens des aiguilles d'une montre.
Dans l'hémisphère sud, dans les deux systèmes, la circulation de l'air est inversée, c'est-à-dire que les vents d'un cyclone soufflent dans le sens des aiguilles d'une montre et dans un anticyclone, ils soufflent dans le sens inverse des aiguilles d'une montre. Une crête est une zone de haute pression étendue à partir de la partie centrale d'un anticyclone avec un système de circulation anticyclonique. Un creux est une zone de basse pression étendue à partir de la partie centrale du cyclone avec un système de circulation cyclonique. Une selle est une forme de décompression entre deux cyclones et deux anticyclones situés transversalement.
La figure 31 montre le champ de pression à la surface de la terre avec un système éolien. En plus de deux cyclones et de deux anticyclones, il y a des creux, des crêtes et une selle. La direction du vent est indiquée par des flèches, la vitesse est indiquée par la queue. Comment distance plus longue entre les isobares, plus la vitesse du vent est faible et plus le plumage est petit. Cette image des isobares et du vent est acceptée sur les cartes météo (voir ci-dessous).
Structure du champ de pression sur globe diversifiée et complexe. Ainsi, le régime des courants d'air est différent en hiver et en été, à la surface de la terre et en altitude, au-dessus des continents et au-dessus des océans, sans compter sa grande variabilité aux moyennes et hautes latitudes d'un jour à l'autre. En règle générale, les cartes mensuelles moyennes de pression et de vent montrent uniquement le transport de masse d'air dominant au cours du mois et cachent de nombreuses caractéristiques intéressantes des processus atmosphériques révélées par les cartes météorologiques quotidiennes.
Introduction
La coque gazeuse de la Terre s'appelle l'atmosphère. L'atmosphère est en mouvement continu, elle participe pleinement à mouvement de rotation La Terre autour du Soleil et son axe. En plus mouvement périodique, l'ambiance est au rendez-vous mouvement complexe par rapport à la surface de la Terre. Sous l'influence de l'interaction de l'atmosphère avec la surface de la Terre et processus internes état physique L'atmosphère et ses différentes parties changent constamment.
L'étendue verticale de l'atmosphère est d'environ 20 000 km. Pointu limite supérieure il n'y a pas d'ambiance. Selon leur propre propriétés physiques, l’atmosphère est hétérogène, tant verticalement qu’horizontalement.
Actuellement, l'atmosphère est divisée en couches dans le sens vertical, en fonction des caractéristiques suivantes :
Régime thermique (répartition de la température avec l'altitude) ;
Composition de l'air atmosphérique ;
Interaction de l'atmosphère avec la surface terrestre.
La différence dans les propriétés des couches atmosphériques se manifeste le plus clairement dans la nature du changement de température de l'air avec l'altitude et l'ampleur du gradient vertical de température. Sur cette base, l'atmosphère est divisée en cinq couches principales :
Troposphère (de 0 à 11 km) ;
Stratosphère (de 11 à 50 km) ;
Mésosphère (de 50 à 90 km) ;
Thermosphère (de 90 à 800 km) ;
Exosphère (au-dessus de 800 km).
Dans ce travail nous considérerons activité géologique un élément météorologique tel que le vent et son influence dans la couche troposphérique, où se concentre la majeure partie de l'atmosphère - de 75 % aux latitudes modérées et élevées, à 90 % aux basses latitudes.
Le travail géologique du vent comprend les processus de destruction des roches, de transfert et d’accumulation de matériaux, alors que ces processus sont étroitement liés et se produisent simultanément.
vent débris du désert
> Mouvement de l'air par rapport à la surface terrestre
Le vent est le mouvement de l'air par rapport à la surface de la Terre, qui se produit sous l'influence de forces agissant dans l'atmosphère. Cause immédiate l'apparition d'un mouvement d'air est une répartition inégale pression dans le sens horizontal, c'est-à-dire la présence de différences de pression en des points situés au même niveau de la surface, notamment au niveau de la mer. Grande influence Le mouvement de l'air est affecté par la force de déviation de la rotation de la Terre et la force de frottement.
Près de la surface de la Terre, la vitesse du vent est considérablement affaiblie en raison de l'influence des forces de friction. Dans la couche superficielle (de 0 à 1,5 km), la vitesse du vent augmente avec l'altitude, d'abord rapidement, puis ralentit. En terrain montagneux et accidenté, près des rives des mers et des lacs, la configuration des vents change avec l'altitude. couche limite(jusqu'à 150 m) sont plus complexes que sur une surface homogène. Au-dessus de la couche limite aux latitudes tempérées, direction ouest vent, c'est-à-dire qu'il y a un transfert d'air prédominant d'ouest en est. L'atmosphère semble dépasser la Terre dans sa rotation quotidienne.
Le changement du vent avec l'altitude au-dessus de la couche limite se produit principalement sous l'influence de l'hétérogénéité thermique horizontale de l'atmosphère (gradient horizontal de température).
S'il existe des contrastes de température horizontaux importants entre masses d'air se forment dans la troposphère courants-jetsЇ relativement étroit dans le sens transversal et long dans le sens longitudinal de la zone vents forts. Dans le même temps, la vitesse du vent dominant est supérieure à 100 km/h.
Le courant-jet principal est observé sous les latitudes subtropicales. partie centrale les courants-jets subtropicaux sont situés à une latitude de 25° à 45°. En outre, les courants-jets sont extratropicaux, formés entre les anticyclones élevés et les cyclones des latitudes tempérées et élevées, ainsi qu'équatoriales.
