La Terre est entourée d’une épaisse couche d’air : l’atmosphère. Avec l’altitude, l’air devient de plus en plus raréfié et moins dense. À la surface de la Terre, au niveau de la mer, un mètre cube d’air pèse environ 1,3 kilogramme à 0 degré ; et à 25 kilomètres d’altitude au-dessus de la surface terrestre, un mètre cube d’air pèse déjà plus de trente fois moins.
Des modèles simples ont été développés par Benes et Messina et al. pour simuler les concentrations de polluants aux intersections urbaines. Ces modèles intègrent des équations de panache gaussiennes modifiées pour tenter de reproduire les champs de concentration dans des conditions complexes. Les erreurs dans les concentrations simulées à court terme peuvent être importantes. Cela n'est pas surprenant puisque les conditions météorologiques à l'intersection, et notamment dans le canyon de la rue, ne sont pas uniformes ; par conséquent, il est difficile d’obtenir des valeurs représentatives de la direction, de la vitesse et de la stabilité du vent.
Bien que l'épaisseur l'atmosphère terrestre atteint plusieurs centaines de kilomètres, mais par rapport au volume globe Ce n'est pas grand du tout.
La couche la plus basse de l'atmosphère, située entre 9 et 18 kilomètres au-dessus de la surface de la Terre, s'appelle la troposphère. Cette couche contient plus des 3/4 en poids d'air. Les couches supérieures sont appelées stratosphère et ionosphère.
De plus, les gradients de concentration importants qui peuvent se produire dans un canyon de rue en raison de la complexité du flux d’air rendent difficile l’extrapolation des résultats pour estimer l’exposition humaine « typique ». Très peu de modèles de simulation informatique ont été développés pour les canyons de rue en raison de la complexité de la géométrie des bâtiments et du flux du vent. Un vortex de flux d'air est attendu lorsque le flux au-dessus de la hauteur du bâtiment est perpendiculaire à l'axe du canyon, comme le montre schématiquement la figure 4. L'air descend du côté au vent du canyon, revenant à l'approche de la rue dans la direction direction opposée l'air circule sur le toit et monte du côté sous le vent.
L'air, comme tous les objets, a un poids ; cela exerce une pression sur la Terre et sur tous ceux qui y vivent, avec grande force; cette force à la surface de la Terre est égale à environ un kilogramme pour chaque centimètre carré zone du corps.
Avec l’altitude, la pression atmosphérique diminue progressivement. Mais même à la surface de la Terre, comme nous le verrons plus tard, la pression atmosphérique n’est jamais constante, elle change toujours.
Dans les situations où le problème de l'écoulement du vent peut être approximé de manière bidimensionnelle, certaines approches numériques ont été tentées. Le modèle prévoyait une diminution de la concentration à partir de la ligne source du côté sous le vent du canyon, mais une diminution linéaire de la concentration avec la hauteur du côté au vent. Sobotta et Leisen ont modifié l'approche de Johnson et al. afin que la concentration puisse augmenter à partir de la source linéaire du côté au vent.
Chalk a proposé des améliorations au modèle de Johnson en permettant à la concentration de levardride d'être contrainte non seulement par une fonction de la longueur du trajet depuis le point le plus proche de la ligne source le long du trajet d'écoulement jusqu'au récepteur, mais également par une fonction de la proximité du trajet avec la source. Yamartino et Wiegand ont décrit les champs d'écoulement et de turbulence dans un canyon de rue en utilisant un simple modèle de source linéaire gaussienne d'après le champ d'écoulement avec des coefficients dépendants du temps. Ils ont constaté que les concentrations étaient plus élevées du côté sous le vent du canyon que du côté au vent en raison de la présence d’un vortex.
Une pression atmosphérique égale à la pression exercée par une colonne de mercure de 760 millimètres de hauteur à 0 degré est appelée pression atmosphérique normale. Cette pression est égale à 1,0336 kilogrammes par centimètre carré.
En météorologie, la pression atmosphérique est généralement mesurée en millibars. Un millibar équivaut approximativement à la pression exercée par un gramme sur la surface d'un centimètre carré. La pression atmosphérique normale est d'environ 1 000 millibars.
Leisen et Sobotta ont également observé que la dispersion due aux écoulements turbulents générés autour des bâtiments et à la circulation en mouvement était supérieure à la dispersion créée dans l'atmosphère par des moyens naturels. Nicholson a développé une approche micrométéorologique du flux d'air dans un canyon de rue en deux dimensions. Elle a comparé ses résultats avec les données de Francfort, Allemagne de l'Ouest et Madison, Wisconsin. De plus, Hotchkiss et Harlow ont tenté de réaliser modélisation numérique ruisseau de canyons de rue.
Même si ces études ont pu reproduire caractéristiques de qualité du flux d'air dans un canyon de rue, aucune tentative n'a été faite pour extrapoler ces méthodes à d'autres situations. Lié à la qualité de l’air sources complexes, mal représenté par méthodes simples modélisation. La meilleure méthode, bien que limitée, pour évaluer l'impact de tels sources diffuses il peut y avoir une modélisation physique. Leur modèle de canyon de rue comprenait des « voitures » à l'échelle et en mouvement qui pouvaient émettre différentes traces pour une exploration visuelle ou ambiante.
La météorologie est la science de l'atmosphère et des phénomènes qui s'y produisent, principalement physiques. Dans un concept plus restreint, il s'agit de la science du temps et de ses changements.
L'atmosphère n'est jamais au repos. Partout – aux pôles et sous les tropiques, en bas, à la surface de la Terre et au-dessus, là où flottent les nuages – l’air est en mouvement.
Le mouvement de l’air entourant la Terre s’appelle le vent.
Le transport de chaleur et la dispersion des fils de résistance ont été mesurés comme substitut aux émissions des véhicules. Ils ont constaté qu'en ajoutant deux grands bâtiments dans leur domaine peut réduire considérablement les concentrations au niveau du sol. Hoydysh et Chiu ont étudié l'écoulement dans les canyons des rues en utilisant un gaz traceur libéré au niveau d'une source linéaire au niveau de la rue. Ils ont conclu que l'écoulement ou la convection domine, en fonction de la composante vent traversier de l'extérieur. Ils ont découvert que la dilution des polluants dans un canyon de rue est contrôlée par le flux d'air moyen à travers le canyon plutôt que par la diffusion des turbulences.
Qu’est-ce qui cause le mouvement de l’air dans l’atmosphère ? Pourquoi les vents soufflent-ils ?
Pour bien comprendre la cause du vent, rappelez-vous à tout le monde phénomène célèbre. Lorsqu'en hiver vous ouvrez la porte d'une pièce chauffée vers la rue ou vers une pièce plus froide, l'air froid du bas s'engouffre dans la pièce chaude. Dans le même temps, l’air chaud de la pièce s’échappe par le haut. Il est facile de vérifier cela. Allumez une bougie ou une allumette et placez-la à proximité porte ouverte- d'abord en bas, au seuil, puis en haut (Fig. 1). En bas, la flamme de la bougie sera sensiblement déviée par le flux d'air froid entrant dans la pièce, et en haut, au contraire, le flux d'air chaud provenant de la pièce déviera la flamme de la bougie hors de la pièce.
Un examen du potentiel d'exposition pour les sources indirectes nécessite des méthodes d'évaluation du transport et de la dispersion associées, par exemple, aux relais routiers, aux parkings. centres commerciaux et carrefour. En règle générale, cette analyse nécessite des estimations du nombre de véhicules faisant la queue, des facteurs d’émission au ralenti et une description de la géométrie de la densité des émissions. Le transport et la dispersion sont ensuite estimés à l'aide d'approximations de sources linéaires gaussiennes. Bien qu'il existe un risque d'exposition à court terme dans de telles situations, il existe peu de données complètes disponibles pour évaluer le transport de ces contaminants.
Pourquoi cela arrive-t-il ?
Voici pourquoi. Si l'on prend deux volumes d'air identiques, mais chauffés différemment, alors le volume d'air le plus froid sera toujours plus dense, et donc plus lourd. Lorsqu'il est chauffé, l'air, comme tous les corps, se dilate, devient moins dense et plus léger. Lorsque nous ouvrons la porte sur la rue, l’air extérieur plus froid et plus dense s’engouffre dans la pièce chaude, poussant vers le haut l’air intérieur moins dense et plus léger.
Vent dégradé avec isobares circulaires
Par exemple, étant donné la possibilité que les conducteurs de camions soient exposés à long terme aux polluants provenant des gaz d’échappement des moteurs diesel pendant qu’ils dorment dans leur cabine, il faudrait également étudier le transport et la dispersion des véhicules au ralenti.
Ainsi, les études sur le transport et la dispersion des polluants issus de situations urbaines complexes souffrent du manque de données fiables et du caractère unique de chaque situation. Les canyons de rue, en particulier, posent des problèmes particuliers en raison nature complexe le vent circule par rapport à des géométries spécifiques de bâtiments. Simulation informatique le débit d'air dans les canyons des rues urbaines nécessitera descriptions détailléeséquations du mouvement et coûtera très cher. La modélisation physique peut être adaptée à la zone d'étude d'intérêt et modifiée pour représenter des structures thermiques atmosphériques spécifiques.
Plus il est lourd, plus l’air extérieur entre dans la pièce par le bas et se situe dans la pièce dans les couches inférieures, près du sol. Déplacé par l'air froid et lourd, l'air chaud monte et sort de la pièce par partie supérieure portes ouvertes.
Cet exemple nous permettra de comprendre les raisons du mouvement de l'air dans l'atmosphère.
La chaleur solaire tombant sur la Terre réchauffe principalement sa surface. L'atmosphère n'absorbe qu'une petite partie de l'énergie solaire thermique. La surface chauffée du globe réchauffe les couches d'air inférieures en contact avec elle. Les couches d'air chaudes se mélangent aux couches d'air froides et leur donnent leur chaleur ; C'est ainsi que l'air se réchauffe.
Bien que cette approche soit également assez coûteuse, elle constitue un moyen raisonnable d’évaluer les points chauds de pollution potentiels ou existants aux intersections urbaines. Le transport et la dispersion des polluants dans les canyons des rues et les parkings sont si variables qu'il est peu probable que des généralisations soient utiles. Néanmoins, meilleure définition transport et dispersion des polluants dans de tels situations difficiles a une haute priorité. Il est recommandé d'étudier cette problématique à l'aide de traceurs et de développer des indicateurs respectueux de l'environnement et facilement mesurables.
Ainsi, plus la surface de la Terre est chauffée par le Soleil, plus l'air qui se trouve au-dessus se réchauffe également.
Mais comment la surface de la Terre est-elle chauffée par le Soleil ? Loin d'être pareil. Cela est principalement dû au fait que dans des moments différents années et dans différents zones climatiques.
DANS idéalement le système d'échantillonnage des indicateurs sera portable et utilisera télédétection. Libération d'un traceur traçable à travers le canyon en conditions différentes, en créera un nouveau informations utiles, qui peut être utilisé pour évaluer la validité des généralisations de flux. Le système portable peut être utilisé sur plusieurs sites pour évaluer les écarts intersites par rapport aux généralisations de débit.
Les sites de ce programme devraient inclure des canyons urbains, des structures de stationnement et d'autres environnements complexes, tels que les endroits où les barrières antibruit et les routes pavées affectent le mouvement de l'air. Parallèlement au développement de la technologie de traçage attention particulière il convient d'accorder une attention particulière à l'amélioration des installations de soufflerie afin de répondre aux besoins de simulation à faible coût de nombreuses installations complexes différentes avec des conditions atmosphériques variables. Compte tenu du caractère unique de chaque installation urbaine, la modélisation physique peut offrir le meilleur espoir d’identifier les points chauds potentiels de pollution dus à des écoulements de surface complexes.
Sur Terre, le Soleil se lève au-dessus de l’horizon de différentes manières. Plus le Soleil est haut au-dessus de l'horizon, plus la chaleur solaire tombe sur la même zone de la surface de la Terre (Fig. 2).
Grâce à forme sphérique Sur l'équateur et près de l'équateur, les rayons du soleil tombent abruptement, presque verticalement à midi. Dans les pays tempérés rayons du soleil tombent à la surface de la terre de manière beaucoup plus creuse. Et dans les pays polaires et aux pôles, les rayons du soleil semblent seulement traverser surface de la terre- Le soleil se lève relativement bas au-dessus de l'horizon. De plus, en hiver, le Soleil n'apparaît pas du tout au-dessus de l'horizon : il y a une longue nuit polaire.
Transports urbains et dispersion
Avantage modélisation physique c'est qu'il est peut-être possible de déterminer changements physiques dans des contextes qui réduiront l’exposition humaine aux polluants. Modélisation des transports urbains et dispersion des polluants associés véhicules, est limité par le manque d'observations du vent autres que des mesures horaires en surface et des mesures sur deux heures à haute atmosphère. En règle générale, le flux d'air au-dessus d'une zone urbaine est mal décrit par les mesures du vent en surface, et les observations de la couche atmosphérique sont effectuées à des stations situées à environ 400 km l'une de l'autre.
Pour la même raison, la température à la surface de la Terre change tout au long de la journée. Pendant la journée, lorsque le Soleil est haut dans le ciel, la surface de la Terre est la plus chauffée, le soir, lorsque le Soleil passe sous l'horizon, la Terre commence à se refroidir, et la nuit et le matin, sa température baisse même inférieur.
Le transport des polluants à travers les zones urbaines dépend, en partie, du vent à l’échelle régionale. Même lorsque les vents régionaux sont forts, le débit de surface change au contact de la surface. Lorsque l'écoulement régional est léger, l'écoulement de surface est généralement modifié par des caractéristiques de surface hétérogènes, à la fois physiques et thermiques. Les discontinuités de vent qui intéressent les transports urbains sont celles qui se produisent au-dessus de la hauteur du bâtiment.
Goodin et al. ont utilisé un réseau dense de mesures météorologiques pour décrire objectivement le flux de vent tridimensionnel dans le bassin de Los Angeles. Leurs évaluations comprenaient la méthodologie du terrain local et des solutions cohérenteséquations de divergence pour réduire la divergence anormale dans le champ complet.
Riz. 3. La course du Soleil dans le firmament : en haut - au-delà du cercle polaire arctique, au milieu - dans les pays tempérés et en bas - à l'équateur
De plus, le chauffage inégal de la surface terrestre s'explique par le fait que différentes zones de la surface sont chauffées et refroidies différemment par le Soleil. La capacité de l’eau et de la terre à se réchauffer et à se rafraîchir différemment revêt une importance particulière.
Le transport des polluants en zone urbaine est également décrit à l’aide d’une analyse de trajectoire. Luhrmann a utilisé des observations au sol de la direction et de la vitesse du vent pour calculer l'itinéraire de transport à travers le bassin de Los Angeles. L’absence de vents observables à la surface peut entraîner des erreurs importantes dans le calcul du trajet de l’air. Liu et Seinfeld ont évalué l'incertitude imposée aux calculs de trajectoires à l'échelle de la ville par les effets du cisaillement du vent et de la dispersion horizontale. Chang et Norbeck ont découvert que l'intégration de corrections de cisaillement du vent dans les trajectoires d'estimation des entrées de sources améliorait considérablement les prévisions des modèles photochimiques, car les sources d'émissions de polluants étaient hétérogènes.
La terre se réchauffe rapidement à plus de haute température, mais il refroidit rapidement. L'eau (en particulier dans les mers et les océans), en raison d'un mélange constant, se réchauffe très lentement, mais retient sa chaleur beaucoup plus longtemps que la terre. Cela s'explique par le fait que la capacité thermique de l'eau et de la terre est différente (la capacité thermique est la quantité de chaleur nécessaire pour réchauffer un corps d'un degré).
De nombreuses expériences avec des traceurs et des tétrons ont montré que, dans certaines conditions, les trajectoires des parcelles d'air peuvent varier considérablement en fonction de l'altitude. Bornstein a utilisé un modèle hydrodynamique pour décrire le champ de vent attendu sur la zone métropolitaine de New York. Bien que leurs résultats n’aient pas été appliqués à la qualité de l’air urbain, ils constituent une alternative raisonnable pour les régions où les données sont rares et où les méthodes d’analyse objectives ne sont pas adéquates.
Keen et al. ont diagnostiqué des champs d'écoulement tridimensionnels associés à la circulation de la brise lacustre dans la région de Chicago. Ils ont pu démontrer le potentiel de retour, par la circulation des brises lacustres, des polluants transportés sur le lac. Les circulations verticales, telles que celles associées à une brise lacustre ou marine, ne seront généralement pas diagnostiquées par les méthodes d'interpolation spatiale statique. Le développement de modèles hydrodynamiques a permis de comprendre les champs de vent 3D complexes sur les zones urbaines.
Différentes zones de terre se réchauffent également différemment sous les rayons du soleil. Par exemple, un sol noir et nu se réchauffe beaucoup plus qu'un champ vert, par exemple. Le sable et la pierre sont fortement chauffés par le Soleil, les forêts et les herbes le sont beaucoup moins.
La capacité des différentes zones de la Terre à se réchauffer différemment sous les rayons du Soleil dépend également de la fraction des rayons incidents à la surface qui est absorbée par la surface et de ce qui est réfléchi. Différents corps ont une réflectivité différente. Ainsi, la neige n'absorbe que 15 pour cent énergie solaire, le sable - 70 pour cent et l'eau n'en réfléchit que 5 pour cent et en absorbe 95 (Fig. 4).
Des parties du globe chauffées différemment entraînent un réchauffement différent de l’air. Cet exemple montre à quel point la quantité de chaleur reçue par l'air à différents endroits est différente. Dans le désert, l’air reçoit 130 fois plus de chaleur du sable chauffé que l’air n’en reçoit de l’eau de la mer, située à la même latitude que le désert.
Mais l'air chauffé différemment a, comme déjà mentionné, des densités différentes. Cela crée des pressions atmosphériques différentes selon les endroits : là où l'air est moins chauffé et donc plus dense, la pression atmosphérique est plus élevée ; au contraire, là où l'air est plus chauffé et donc plus raréfié, la pression de l'air est plus faible.
Et l'air est plus haute pression a toujours tendance à se déplacer là où la pression atmosphérique est la plus basse, tout comme l'eau s'écoule toujours d'un niveau supérieur vers un niveau inférieur. C'est ainsi que le vent apparaît dans la nature.
Le mouvement constant de l'air crée une différence de température et de pression dans l'atmosphère, associée à un chauffage inégal du globe par le Soleil.
Ainsi, le vent dans la nature naît de l'énergie des rayons du soleil.
Sur la figure 5 nous montrons un schéma simplifié des principaux courants d'air. Comme le montre le diagramme, même dans sa forme la plus simple, le mouvement des masses d'air au-dessus de la Terre est une image plutôt complexe.
À l'équateur, en raison du fort échauffement de la surface, il existe une faible pression atmosphérique constante. Les courants d'air circulent ici du nord et du sud et créent des vents constants - les alizés. Ces vents sont déviés par la rotation de la Terre. Dans l'hémisphère nord, si vous regardez dans la direction dans laquelle souffle l'alizé, le vent dévie vers la droite, dans l'hémisphère sud - vers la gauche. À une altitude de 3 à 7 kilomètres dans ces zones, soufflent des vents anti-alizés - des vents dans des directions opposées. Il existe une zone calme près de l'équateur.
A mesure qu'ils s'éloignent de l'équateur, les vents contraires s'écartent de plus en plus de leur direction vers les pôles.
À environ 30 degrés de latitude, des bandes calmes sont observées de part et d’autre de l’équateur ; dans ces zones, les masses d'air venant de l'équateur (anti-alizés) descendent et créent une zone de haute pression. C'est de là que naissent les alizés.
D'ici en bas, les vents soufflent vers les pôles. Ces vents sont majoritairement d'ouest ; Comparés aux alizés, ils sont beaucoup plus variables.
Les vieux marins appellent les zones situées entre 30 et 60 degrés les zones de « tempêtes d'ouest ».
Les bandes calmes autour de 30 degrés de latitude sont parfois appelées latitudes équestres. Un temps clair et une pression atmosphérique élevée règnent ici. Ce nom étrange a été conservé depuis l'époque où les marins se rendaient à voiliers, et s'appliquait uniquement à la zone autour des Bermudes. De nombreux navires transportaient des chevaux d’Europe vers les îles des Antilles. Se retrouvant dans une période de calme, les voiliers perdent la capacité de se déplacer. Souvent, les marins se retrouvaient dans des conditions difficiles. Les réserves d'eau étaient épuisées et les chevaux furent les premiers à mourir de soif. Les cadavres de chevaux jetés par-dessus bord ont été longtemps emportés par les vagues.
Les vents soufflant des pôles sont souvent appelés vents d’est polaires (voir Fig. 5).
Riz. 5. Schéma simplifié des principaux courants d'air
L'image que nous avons décrite des principaux courants d'air au-dessus de la Terre est encore compliquée par les vents constants qui surviennent en raison du chauffage inégal de l'eau et de la terre.
Nous avons déjà dit que la terre se réchauffe et se refroidit plus rapidement que l'eau. Grâce à cela, pendant la journée, la terre parvient à se réchauffer beaucoup plus que l'eau ; la nuit, au contraire, l'eau se refroidit plus lentement que la terre.
Par conséquent, pendant la journée, l’air au-dessus de la terre se réchauffe davantage ; l'air chauffé monte et y augmente la pression atmosphérique. Les courants d'air (à environ 1 km d'altitude) se précipitent vers l'eau, et au-dessus surface de l'eau une augmentation de la pression atmosphérique s'établit. En conséquence, un vent frais - une brise - commence à souffler de l'eau en contrebas (Fig. 6).
Riz. 6. Modèle de brise diurne
Mais ensuite la nuit arrive. La terre se refroidit rapidement ; l'air adjacent est également refroidi. L'air froid, se condensant, coule. Sa pression dans les couches supérieures diminue. En même temps, l'eau reste pendant longtemps réchauffer et réchauffer l'air au-dessus. On calcule que refroidir 1 mètre cube d'eau de mer d'un degré produit une quantité de chaleur suffisante pour en réchauffer plus de 3 000 d'un degré. mètres cubes air! Lorsqu'il est chauffé, l'air monte vers le haut et y crée une pression atmosphérique accrue. En conséquence, le vent commence à souffler sur le rivage au-dessus et la brise du continent en dessous souffle de la terre vers l'eau (Fig. 7).
Riz. 7. Modèle de brise nocturne
De tels vents terrestres sont connus de tous ceux qui vivent au bord de grands lacs ou de grandes mers. Par exemple, les brises de la mer Noire, de la mer d'Azov et de la mer Caspienne sont bien connues ; Oui, il y a des brises à Soukhoumi toute l'année. Des brises soufflent également sur les grands lacs tels que Sevan, Issyk-Kul, Onega et d'autres. Des brises sont également observées sur les rives des grands fleuves, par exemple sur la Volga près de Saratov, sur sa haute rive droite.
Les brises ne voyagent pas loin. Ce sont des vents purement locaux. Le réchauffement inégal de l’eau et des terres dans les zones côtières des mers et des océans crée des vents semblables à des brises. Ce sont ce qu'on appelle les moussons.
Les moussons sont des vents saisonniers ; elles soufflent la moitié de l’année dans une direction, la moitié de l’année dans l’autre. Ils soufflent à cause des différents réchauffements et refroidissements des mers et des continents en hiver et heure d'été. En été, l’air au-dessus du continent se réchauffe beaucoup plus qu’au-dessus de la mer. Au contraire, en hiver, l’air au-dessus de la mer (océan) s’avère plus chaud que l’air au-dessus du continent. Cela s'explique par le fait qu'en été, les continents se réchauffent davantage et qu'en hiver ils se refroidissent plus que l'eau, tandis que la mer, plus froide en été, devient plus chaude que la terre en hiver.
La grande capacité calorifique de l’eau permet à l’océan de stocker d’énormes réserves de chaleur dès l’été.
Ainsi, en été, les continents semblent réchauffer l’atmosphère, et les mers et océans la refroidissent. En hiver, la donne change : les mers deviennent des « fours atmosphériques », et les continents des « réfrigérateurs ».
C'est pour cette raison que les moussons soufflent ; en hiver - de la terre à la mer et en été de la mer au continent.
Les moussons sont observées dans toutes les zones climatiques, même sur les rives de l'océan Arctique. La direction des moussons est également affectée par la rotation de la Terre. Les moussons sont les plus prononcées en Inde.
Enfin, pour caractéristiques générales courants d'air, il faut dire des vortex atmosphériques - cyclones.
Les courants d'air dont nous avons parlé ci-dessus sont associés au mouvement d'énormes volumes d'air dans l'atmosphère - des masses d'air. La masse d'air est généralement appelée volumes d'air qui conservent certaines propriétés pendant un certain temps. Par exemple, une masse d'air venant de l'Arctique entraîne avec elle basse température et un air sec et clair.
L’interface entre deux masses d’air différentes s’appelle un front. Des deux côtés du front, il y a souvent des températures de l'air, des vitesses de vent, etc. très différentes. Par conséquent, lorsqu'un front passe au-dessus d'un endroit, le temps dans cette zone change généralement de façon spectaculaire.
Lorsque deux masses d'air adjacentes ayant différentes températures(et donc des densités d'air différentes), déplacez-vous avec à des vitesses différentes, ou lorsqu'ils se déplacent les uns par rapport aux autres le long du front (Fig. 8 ci-dessus) sur la surface limite des masses d'air, en raison de l'interaction des masses d'air chaud et froid, une perturbation des vagues se produit - une sorte de vague d'air se forme à l'avant. Dans ce cas, l’air froid circule sous l’air chaud et l’air chaud, à son tour, commence à repousser l’air froid. Les courants d'air commencent à tourbillonner. La perturbation des vagues au front s'accroît, l'interface entre les deux masses d'air se courbe de plus en plus fortement : c'est ainsi qu'apparaît progressivement un mouvement vortex d'air de plus en plus fort - un cyclone (voir fig. 8).
Figure 8. Schéma de formation et de développement d'un cyclone
Il existe trois fronts principaux où se produisent les cyclones : arctique, polaire et tropical. Le front arctique est la ligne de démarcation entre l'air arctique et polaire ( latitudes septentrionales). Le front polaire sépare l'air polaire de l'air tropical (latitudes tempérées). Le front tropical est la ligne de démarcation entre l'air tropical et équatorial (latitudes sud).
La pression atmosphérique dans un cyclone diminue vers son centre. Au centre du cyclone, la pression atmosphérique est la plus basse. Si sur une carte de la zone où se développe un cyclone, tous les points avec les mêmes pressions sont reliés par des lignes - par exemple, une ligne reliera tous les points avec une pression de 990 millibars, une autre - avec une pression de 995 millibars, etc. . - il s'avère alors que toutes ces lignes se trouvant dans les zones cycloniques seront des lignes courbes fermées (Fig. 9). Ces lignes sont appelées isobares. L'isobare située au centre de cette zone reliera les points ayant la pression la plus basse.
Grâce à cette répartition de la pression dans le cyclone, les vents y soufflent des bords vers le centre, de sorte qu'un cercle de vents se forme, soufflant dans le sens inverse des aiguilles d'une montre.
Riz. 9. Isobares sur une carte météo
Le cyclone se déplace dans l’atmosphère ; il amène avec lui changement soudain direction et vitesse du vent. La vitesse moyenne des cyclones est de 25 à 40 kilomètres par heure.
Outre les cyclones, c'est-à-dire les zones à basse pression, des zones à basse pression apparaissent également dans l'atmosphère. hypertension artérielle- les anticyclones. Ici, la pression de l'air augmente vers le centre.
Les cyclones et les anticyclones couvrent souvent de très vastes zones, s'étendant sur des milliers de kilomètres. Ces perturbations atmosphériques ont donc un impact notable sur diffusion générale l'air dans l'atmosphère, ce qui complique encore la situation. L'émergence et le changement de divers vents dans les latitudes tempérées sont principalement associés au mouvement des cyclones et des anticyclones.
Très fort vents d'ouragan surviennent lors de perturbations cycloniques originaires du front tropical, au-dessus mers du sud. Ces cyclones sont appelés tropicaux.
Le vent, c'est-à-dire le mouvement de l'air par rapport à la surface de la terre, est dû à des inégalités pression atmosphérique V différents points atmosphère. Étant donné que la pression varie verticalement et horizontalement, l'air se déplace généralement selon un certain angle par rapport à la surface de la Terre. Mais cet angle est très petit. C'est pourquoi, par le vent surtout , pense mouvement horizontal l'air, c'est-à-dire qu'ils ne considèrent que la composante horizontale de ce mouvement. En effet, la composante verticale du vent est généralement beaucoup plus petite que la composante horizontale et n'est perceptible qu'en cas de forte convection ou en présence d'obstacles orographiques, si l'air est forcé de monter ou de descendre les pentes des collines.
Les masses d'air sont de grands volumes d'air troposphérique, dont la superficie est proportionnelle à la superficie des continents et des océans, qui ont certains propriétés physiques et qui se caractérisent par des changements horizontaux mineurs dans les quantités météorologiques et des conditions météorologiques assez uniformes.
Structure du vent
Le mouvement global du flux d’air est caractérisé par la vitesse et la direction du vent. Dans l'air qui se déplace en raison du frottement avec la surface de la Terre, ainsi que de son chauffage inégal, des turbulences se produisent toujours. Par conséquent, à chaque point de l’espace, il y a des changements rapides dans la vitesse et la direction du vent. Ce type de mouvement d’air est appelé rafales d’air. Habituellement, par vitesse du vent, nous entendons la vitesse lissée, c'est-à-dire la vitesse moyenne sur l'une ou l'autre courte période de temps pendant laquelle elle est mesurée. La vitesse réelle des volumes d'air individuels, qui change rapidement avec le temps, est dite instantanée.
Les rafales augmentent dans les zones à forte rugosité : sur les terrains accidentés, sur les collines individuelles, les forêts, ce qui s'explique par une turbulence accrue sur ces zones. Relativement plus flux égaux l'air, sans rafales, est noté en inversions. Dans le même temps, une augmentation des rafales de vent est souvent observée sous la couche d'inversion.
L'influence des obstacles sur le vent
1. Tout obstacle qui fait obstacle au vent modifie le champ du vent. Les obstacles peuvent être à grande échelle, comme des chaînes de montagnes, et à petite échelle, comme des maisons, des arbres, des bandes forestières. Les masses d'air contournent l'obstacle par les côtés ou roulent dessus par le haut. Le plus souvent, un écoulement horizontal se produit. Plus l'écoulement est facile, plus la stratification de l'air est instable, c'est-à-dire plus le gradient vertical de température dans l'atmosphère est important. Le flux d'air au-dessus des obstacles entraîne une très grande conséquences importantes, comme une augmentation des nuages et des précipitations sur le versant au vent d'une montagne avec un mouvement d'air ascendant et, à l'inverse, une dispersion des nuages sur le versant sous le vent avec un mouvement vers le bas.
Contournant un obstacle, le vent devant lui faiblit, mais sur les côtés il s'intensifie, notamment près des rebords d'obstacles (coins de maisons, caps littoral). Derrière l’obstacle, la vitesse du vent diminue et une ombre au vent s’y crée. Le vent augmente très sensiblement lorsqu'on se déplace entre deux chaînes de montagnes. Au fur et à mesure que le flux d'air se déplace, sa section transversale diminue. Puisque la même quantité d’air doit passer par la plus petite coupe, la vitesse du vent augmente. Ceci explique vents forts dans certaines régions. Par exemple, augmentation du vent entre les îles hautes et même dans les rues des villes.
2. L'influence des brise-vent des champs sur les conditions microclimatiques des champs est principalement associée à l'affaiblissement du vent dans les couches d'air souterraines créées par la ceinture forestière. L'air circule sur la bande forestière et, de plus, sa vitesse diminue à mesure qu'il traverse les interstices de la bande. Par conséquent, directement derrière la bande, la vitesse du vent augmente. La vitesse du vent augmente avec la distance par rapport à la bande. Cependant vitesse initiale le vent n'est rétabli qu'à une distance égale à 40 à 50 fois la hauteur des arbres de la bande, si la bande n'est pas continue. L'effet d'une bande continue s'étend sur une distance égale à 20 à 30 fois la hauteur des arbres.
Force de gradient
Chaque mouvement se produit sous l'influence d'une force. La force qui met l’air en mouvement se produit lorsqu’il existe une différence de pression en deux points de l’espace. La différence de pression horizontale est caractérisée par un gradient de pression horizontal. Cette force est donc appelée force motrice gradient de pression horizontal, sinon, force de gradient.
Sélectionnons une unité de volume d'air (1 cm3) dans l'espace entre deux surfaces isobares de pression P et P+1. La condition d'équilibre de ce volume est l'égalité des forces de direction opposée.
G g air chaud
froid 1000 Mo
Les surfaces isobares sont légèrement inclinées par rapport à la surface de la Terre. Cela est dû au fait que dans l'air froid, la pression diminue avec l'altitude plus rapidement que dans l'air chaud. La position des surfaces isobares dépend non seulement de la pression, mais aussi de la température.
Le volume alloué est affecté par les forces de gravité et de pression. La force de pression résultante est la force du gradient de pression total G, qui est dirigé perpendiculairement aux surfaces isobares de la haute pression à la basse pression et appliqué au centre de gravité du volume.
Décomposons la force de gradient totale en composantes horizontales et verticales. La composante verticale, en l'absence de mouvements verticaux, est équilibrée par la force de gravité, et la composante horizontale au moment où le mouvement commence n'est équilibrée par rien et s'avère donc être la force motrice. Sous l'influence de cette force, l'air commence à se déplacer vers basse pression.
En divisant force motrice pour la masse du volume alloué (1 cm3), c'est-à-dire pour sa densité, on retrouve la force qui agit sur une unité de masse :
où F G – force du gradient de pression, cm / s 2 ;
ΔP – changement de pression entre deux points (Dyn/cm2) ; 1 Mo = 10 3 Dyn/cm 2 ;
Δz est la distance entre ces points, en cm.
La force du gradient de pression déplace l’air et augmente sa vitesse. Toutes les autres forces détectées lors du mouvement de l'air ne peuvent que ralentir le mouvement et le dévier de la direction du gradient.
Forces qui apparaissent lorsque l'air se déplace.
- La force de déviation de la rotation terrestre.
Le vent est le mouvement de l'air au-dessus de la Terre, et la Terre elle-même tourne autour de son axe avec une vitesse angulaire ω = 7,29. 10-5 s-1. En 1838, Coriolis a prouvé qu'avec tout mouvement par rapport à un système de coordonnées en mouvement, le corps reçoit une accélération supplémentaire, dite de rotation. L'air qui se déplace au-dessus de la surface de la Terre, c'est-à-dire le vent, le recevra également.
Si une masse d'air se déplace par rapport à un système de coordonnées en mouvement, qui se déplace également, alors la masse d'air n'atteindra pas un point qui se trouve dans la continuité. direction initiale, mais s'en écartera. Si nous observons le mouvement à partir d'un certain point dans le système de coordonnées en mouvement masse d'air, alors il semble que sous l'influence d'une certaine force, il soit dévié sur le côté. Cette force est appelée force de Coriolis ou force de déviation de la rotation de la Terre.
Le mouvement horizontal de l'air est affecté par la composante horizontale de la force de déviation de la rotation de la Terre (force de Coriolis), égale à :
A = 2·v·ω·sinφ,
où v – vitesse du vent ;
ω– vitesse angulaire La révolution terrestre, égale à 7,29·10 -5 s -1 .
φ – latitude du lieu.
La composante verticale de la force agit sur le mouvement vertical de l'air, égale à :
UNE = 2 v 1 ω cosφ,
où v 1 est la composante verticale de la vitesse du vent.
La composante horizontale de la force de Coriolis est dirigée perpendiculairement au mouvement de l'air, vers la droite dans l'hémisphère nord et vers la gauche dans l'hémisphère sud. Par conséquent, il n’accélère ni ne ralentit le mouvement, mais change seulement sa direction.
- Force de frottement
La force de friction ralentit le mouvement de l’air. Il s'agit de la force de frottement externe, associée à l'effet de freinage de la surface terrestre, et de la force de frottement interne associée à la viscosité moléculaire et turbulente de l'air.
La force de friction externe ne fait que ralentir le mouvement, mais ne change pas la direction. Il est dirigé dans le sens opposé au mouvement et proportionnel à sa vitesse.
L’effet du frottement interne est que les couches d’air et les volumes d’air voisins, qui ont des vitesses différentes, s’influencent mutuellement, une force visqueuse apparaît entre eux, ce qui empêche leur mouvement ; La majeure partie du frottement interne est due au mélange turbulent et est donc souvent appelée frottement turbulent. C’est des dizaines de milliers de fois supérieur au frottement moléculaire. Toutes les raisons qui provoquent une augmentation des turbulences entraîneront simultanément une augmentation du frottement interne. Ainsi, ils augmentent la force de friction globale dans l’atmosphère et contribuent également à la propagation de son influence vers le haut, vers les couches supérieures de l’atmosphère. La force de frottement interne n'a pas de direction précise par rapport au mouvement et, notamment, ne coïncide pas avec la direction de la force de frottement externe. Par conséquent, la force de frottement totale à la surface de la Terre, qui représente la somme vectorielle des forces de frottement externe et interne, n'est pas dirigée strictement à l'opposé du mouvement, mais est déviée vers la gauche depuis la direction opposée au mouvement selon un angle. approximativement égal à 35 0. Force globale le frottement calculé par unité de masse d'air est accélération négative, qui ralentit le mouvement de l'air et est égal à :
où k est le coefficient de frottement, qui dépend non seulement de la rugosité de la surface sous-jacente, mais également de l'intensité des turbulences dans le flux d'air en mouvement, s -1.
k varie de 0,2. 10-4 à 1,2. 10 -4 s -1 .
- Force centrifuge
La force centrifuge se produit lorsque mouvement curviligne air.
où V est la vitesse de déplacement ;
r – rayon de courbure de la trajectoire du mouvement.
La force centrifuge est dirigée le long du rayon de courbure de la trajectoire depuis le centre, c'est-à-dire vers la convexité de la trajectoire. Pour mouvements atmosphériques la force centrifuge est généralement faible, puisque le rayon de courbure de leurs trajectoires est de plusieurs centaines et milliers de mètres. Par conséquent, la force centrifuge est généralement 10 à 100 fois inférieure à la force de Coriolis. Mais à des vitesses élevées et à de petits rayons de courbure, la force centrifuge est plusieurs fois supérieure à la force de gradient. De telles conditions sont créées dans de petits vortex avec axe vertical, qui se produisent par temps chaud, dans les tornades et les tornades, où le rayon de trajectoire est petit et les vitesses sont très élevées.
MOUVEMENT STABLE SANS FRICTION. VENT Dégradé
Un mouvement stable (stationnaire) est un mouvement dans lequel, en chaque point de l'espace, l'amplitude et la direction vitesse moyenne ne change pas avec le temps.
Un mouvement d'air constant en l'absence de friction est appelé vent de gradient.
Dans un champ de pression uniforme, la force de gradient est partout la même en direction et en ampleur. Par conséquent, le mouvement de l’air dans un tel champ sera uniforme et linéaire. En l'absence de force de frottement, l'air en mouvement est soumis à l'action de la force de gradient (F G), dirigée perpendiculairement aux isobares, et de la force de Coriolis (A), dirigée perpendiculairement au mouvement.
La figure 3.1 montre un diagramme des forces qui agissent sur une unité de volume d'air à mouvement droit sans tenir compte de la force de frottement.
V
Figure 3.1 – Diagramme des forces qui agissent sur l'air lorsque
mouvement rectiligne sans tenir compte de la force de frottement
En mouvement constant, ces forces sont équilibrées, car elles sont égales en ampleur mais opposées en direction. Puisque la force de Coriolis est perpendiculaire au mouvement, le mouvement est perpendiculaire au gradient de pression, c'est-à-dire qu'il sera dirigé le long des isobares. Ainsi, le vent gradient qui souffle le long d’isobares droites et parallèles est appelé vent géostrophique.
R.
B est la résultante de la force de Coriolis et de la force de frottement.
Figure 3.2 – Schéma des forces qui agissent sur l'air
lors d'un mouvement linéaire en tenant compte de la force de frottement
Le vecteur vitesse au point O est dévié de la force du gradient de pression vers la droite (dans l'hémisphère nord) d'un angle inférieur à 90 0 . La force de gradient est perpendiculaire aux isobares et dirigée vers la basse pression. La force de Coriolis A est perpendiculaire au vecteur vitesse et s'en écarte vers la droite (dans l'hémisphère nord). La force de frottement R est dirigée à l’opposé du vecteur vitesse. La condition pour que le mouvement soit stationnaire est que les forces résultantes de ces forces soient égales à zéro.
L'angle de frottement entre la direction du vent et le gradient de pression dans la couche de frottement est plus grand, plus la latitude du lieu est grande et plus le coefficient de frottement est petit.
Vitesse du vent en présence de frottement :
où k est le coefficient de frottement.
Angle de déviation du vent par rapport à celui de la pente lors d'un mouvement en ligne droite :
où φ est l'angle de déviation du vent par rapport à celui du gradient en présence d'une force de frottement.
L'écart de la direction du vent par rapport au gradient de pression horizontal dans la couche superficielle de l'atmosphère est en moyenne de 60° vers la droite dans l'hémisphère nord. Au dessus de la couche de sol, cet angle augmente avec la hauteur et au niveau de frottement le vent devient gradient, la déviation atteint 90°.
Au-dessus de l'océan, où la friction entre l'air et la surface sous-jacente est moindre que sur terre, le vent est plus géostrophique que sur le continent.
L'expérience confirme que le vent près de la surface terrestre s'écarte toujours du gradient de pression d'un certain angle inférieur à une ligne droite dans l'hémisphère nord à droite et dans l'hémisphère sud à gauche. Cela nous amène à la règle suivante : si vous vous tenez dos au vent, la pression la plus basse sera à côté gauche et légèrement en avant, et une pression plus élevée - le long côté droit et un peu en retard. Cette position a été trouvée empiriquement et s'appelle la loi de la pression du vent.
VENT GRADIENT AUX ISOBARES CIRCULAIRES
Dans le cas d'isobares curvilignes, la direction du gradient de pression, et donc la force du gradient, change d'un point à l'autre. Par conséquent, le mouvement de l’air sera également curviligne. En l'absence de force de frottement sur l'air en mouvement, dans ce cas les forces de gradient, agissent les forces centrifuges et de Coriolis.
Un vent gradient qui souffle le long d’isobares circulaires est appelé vent géocyclostrophique.
Anticyclone
Un anticyclone est un système de pression avec une pression élevée au centre et une diminution de pression du centre vers la périphérie.
La figure 3.3 montre un diagramme des forces qui agissent sur une unité de volume d'air qui se déplace le long d'isobares circulaires verrouillées dans un anticyclone.
Figure 3.3 – Schéma des forces qui agissent sur l'air dans un anticyclone
(Hémisphère Nord)
La force de gradient (F G) est dirigée perpendiculairement aux isobares dans le sens de la pression décroissante, c'est-à-dire du centre d'un système de pression donné vers sa périphérie. La force centrifuge (C) agit également dans le même sens. La force de Coriolis (A) est dirigée vers le côté opposé et équilibre les deux premières forces. Le vecteur vitesse (V) est dévié vers la droite du gradient (par exemple hémisphère nord) et est dirigé tangentiellement à l’isobare. Ainsi, le mouvement se produit le long des isobares dans le sens des aiguilles d'une montre (dans l'hémisphère nord). Ce mouvement est appelé anticyclonique.
DANS hémisphère sud vecteur vitesse dirigé vers la gauche de la force de gradient. Par conséquent, le mouvement de l’air se produit dans le sens inverse des aiguilles d’une montre.
Avec un mouvement renforcé dans un anticyclone, la force de Coriolis est équilibrée par le gradient et forces centrifuges.
UNFigure 3.4 – Schéma des forces qui agissent sur l'air dans un cyclone
(Hémisphère Nord)
Ici, la force de gradient est dirigée de la périphérie vers le centre du système de pression et est équilibrée par les forces centrifuges et de Coriolis, qui coïncident en direction. Le vecteur vitesse est également dirigé vers la droite du gradient et le mouvement se produit le long des isobares dans le sens inverse des aiguilles d'une montre. Ce mouvement est appelé cyclonique.
Lors d'un mouvement constant dans un cyclone, la force de gradient est équilibrée par la force centrifuge et la force de Coriolis.
Vitesse du vent géocyclostrophique dans un cyclone :
Angle de déviation du vent par rapport à la pente lors d'un mouvement curviligne :
où « + » fait référence à un cyclone et « - » fait référence à un anticyclone.
MASSES D'AIR.
MÉLANGE TURBULENT DANS L'ATMOSPHÈRE
L'air atmosphérique est un milieu très mobile dans lequel se produisent toujours des mouvements dont l'échelle et la direction varient selon à des vitesses différentes. La nature turbulente des mouvements de l'air atmosphérique est déterminée par la rugosité de la surface de la Terre, le chauffage inégal de différentes parties de la surface, ainsi que les propriétés hydrodynamiques des courants atmosphériques. Plus la surface de la Terre est rugueuse, plus les turbulences sont fortes. Plus le réchauffement de l’air est intense, plus les turbulences sont fortes. La conséquence d'un mouvement turbulent est l'échange d'air vertical et horizontal. Cela entraîne le transfert de chaleur, d’humidité, de poussière et d’autres impuretés dans l’atmosphère. Le mélange turbulent conduit à l'égalisation de la teneur en impuretés de l'air atmosphérique.
L'échange turbulent vertical est décrit par l'équation suivante :
S = – A (dс/dz),
où S est la quantité de substance transférée par unité de temps à travers une unité de surface ;
Dс/dz – gradient vertical de la substance, c'est-à-dire sa variation par unité de distance verticale ;
A est le coefficient d’échange turbulent, qui dépend des conditions atmosphériques et de la nature de la surface terrestre.
Lors de la détermination des écoulements turbulents dans la couche superficielle de l'atmosphère, le coefficient de turbulence k est utilisé, qui est déterminé par la formule :
où ρ est la densité de l'air, en kg/m3.
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Le degré de turbulence peut varier. Cela peut être jugé par les observations de la répartition des fumées sortant des cheminées des entreprises. Le type de flux de fumée qui sortent des tuyaux lorsque à des degrés divers la turbulence atmosphérique est illustrée à la figure 3.5.
,Les coefficients A et k dans les conditions atmosphériques varient considérablement dans le temps et dans l'espace. Ils dépendent du gradient vertical de la vitesse du vent, de la stabilité thermique de l’atmosphère, des propriétés de la surface terrestre (rugosité, hétérogénéité thermique), etc.
