L'évolution quotidienne et annuelle de la température de l'air dépend de l'apport de chaleur solaire et de la nature de la surface sous-jacente. Conformément à l'évolution quotidienne de l'intensité du rayonnement solaire, la température maximale de l'air pendant la journée entre la mer ou l'océan se produit vers 12 h 30 et sur la terre - environ 14 à 15. 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 maximale et minimale de l'air par jour est appelée amplitude de température quotidienne.

La valeur 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 saison et, enfin, de la latitude et de l'altitude du lieu.

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

La présence de faible nébulosité, de brouillard, de précipitations lisse grandement la variation de température quotidienne. L'amplitude de température dans ces cas est insignifiante.

L'amplitude quotidienne de la température de l'air au-dessus des océans et des grandes mers à grande distance de la côte est faible et ne s'élève qu'à 2-3°. En d'autres termes, en règle générale, il n'y a pas de changements significatifs de la température de l'air en pleine mer (océan) pendant la journée. Un tel parcours quotidien relativement régulier sur les 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 l'évolution annuelle de la température de l'air, elle dépend des mêmes raisons que l'évolution quotidienne. Sur les continents, le maximum se produit généralement en juillet, le minimum - en janvier, 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 la zone équatoriale, deux maxima de température sont observés - 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 amplitude de température annuelle. Sa valeur dépend principalement de la nature de la surface sous-jacente et de la latitude du lieu.

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

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

Les rayons du soleil, traversant des corps transparents, les échauffent 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. Lorsqu'il est chauffé, l'air devient plus léger et monte, où il se mélange à de l'air plus froid, le réchauffant à son tour.

En s'élevant, l'air se refroidit. A 10 km d'altitude, la température est constamment maintenue autour de 40-45°C.

Une diminution de la température de l'air avec la hauteur est une tendance générale. Cependant, il y a souvent une augmentation de la température à mesure que vous vous levez. Un tel phénomène est appelé inversion de température, c'est-à-dire une permutation des températures.

Les inversions se produisent soit lors du refroidissement rapide de la surface de la terre et de l'air adjacent, soit, à l'inverse, lorsque de l'air froid et lourd descend des pentes des montagnes 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. Les températures les plus basses ne sont pas observées 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 sont pas fixées à midi, mais vers 15 heures.

à l'équateur variation diurne de la température monotones, jour et nuit, ils sont presque les mêmes. Les amplitudes diurnes sur les mers et le long des côtes maritimes sont très insignifiantes. Mais dans les déserts pendant la journée, la surface de la terre chauffe souvent jusqu'à 50-60 ° C et la nuit, elle se refroidit souvent jusqu'à 0 ° C. Ainsi, les amplitudes diurnes dépassent ici 50–60 °C.

Aux latitudes tempérées, la plus grande quantité de rayonnement solaire atteint la Terre pendant les solstices 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.

De même, le mois le plus froid n'est pas juin (décembre), mais juillet (janvier).

En mer, du fait que l'eau se refroidit et se réchauffe plus lentement, le décalage 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 la température dépend en grande partie de la latitude du lieu. Ainsi, à l'équateur, l'amplitude au cours de l'année reste quasiment constante et s'élève à 22-23 °C. Les amplitudes annuelles les plus élevées sont typiques des territoires situés aux latitudes moyennes à l'intérieur des continents.

Toute zone est également caractérisée par des températures absolues et moyennes. Températures absoluesétabli par des observations à long terme dans les stations météorologiques. Ainsi, l'endroit le plus chaud (+58 °C) sur Terre se trouve dans le désert libyen ; la plus froide (-89,2 °C) est 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 est défini comme la moyenne arithmétique de plusieurs relevés de thermomètre. Ainsi, pour déterminer la température moyenne journalière, les mesures sont prises à 1 ; 7; 13 et 19 heures, soit 4 fois par jour. À partir des chiffres obtenus, on trouve la valeur moyenne arithmétique, qui sera la température quotidienne moyenne de la zone. Ensuite, les températures moyennes mensuelles et annuelles moyennes sont trouvées comme la moyenne arithmétique des températures moyennes quotidiennes et mensuelles moyennes.

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 révélatrices sont janvier et juillet, c'est-à-dire les mois les plus froids et les plus chauds de l'année. Les isothermes peuvent être utilisées pour déterminer comment la chaleur est distribuée sur la Terre. En même temps, des régularités clairement exprimées peuvent être tracées.

1. Les températures les plus élevées ne sont pas observées à l'équateur, mais dans les déserts tropicaux et subtropicaux, où le rayonnement direct prévaut.

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

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

CHAPITREIIICOQUILLES DE LA TERRE

Thème 2 AMBIANCE

§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 est-il chauffé ?

COMMENT L'AIR SE CHAUFFE. D'après les leçons d'histoire naturelle, vous savez que l'air transparent transmet les rayons du soleil à la surface de la terre et la réchauffe. C'est l'air qui ne se réchauffe pas avec les rayons, mais se réchauffe à partir d'une 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 haut au-dessus du sol, la température de l'air est très basse. A la limite supérieure de la troposphère, elle descend à -56 °C.

Il a été établi qu'après chaque kilomètre d'altitude, la température de l'air baisse en moyenne de 6 °C (Fig. 126). Haut dans les montagnes, la surface de la terre reçoit plus de chaleur solaire qu'au pied. Cependant, la chaleur se dissipe plus rapidement avec la hauteur. Par conséquent, en escaladant les montagnes, vous pouvez remarquer que la température de l'air diminue progressivement. C'est pourquoi la neige et la glace se trouvent 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 est mal installé, par exemple, au soleil, il n'affichera pas la température de l'air, mais combien de degrés l'appareil lui-même a réchauffé. Dans les stations météorologiques, pour obtenir des données précises, le thermomètre est placé dans une cabine spéciale. Ses murs sont en caillebotis. Cela permet à l'air de pénétrer librement dans la cabine, ensemble les grilles protègent le thermomètre de la wii. 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 température de l'air avec la hauteur

Voler au-dessus des nuages

En 1862, deux Anglais volent en ballon. A 3 km d'altitude, contournant les nuages, les chercheurs tremblaient de froid. Quand les nuages ​​ont disparu et que le soleil est sorti, il faisait encore plus froid. A la hauteur de ces 5 km, l'eau a gelé, ça devenait difficile pour les gens de respirer, ça faisait du bruit dans les oreilles, et avec un manque de force, c'était en fait l'axe. Alors claquez l'air raréfié sur le corps. A 3 km d'altitude, l'un des survivants a perdu connaissance. A des altitudes et à 11 km il faisait -24°C (sur Terre à cette époque l'herbe était verte et les fleurs fleurissaient). Les deux casse-cou ont été menacés de mort. Par conséquent, ils sont descendus sur Terre le plus rapidement possible.

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

CHANGEMENT DE TEMPÉRATURE QUOTIDIEN. Les rayons du soleil pendant la journée chauffent la Terre de manière inégale (Fig. 128). A midi, lorsque le soleil est haut au-dessus de l'horizon, la surface de la terre se réchauffe le plus. Cependant, des températures élevées de l'air sont observées non pas à midi (à 12 heures), mais deux ou trois heures après midi (à 14-15 heures). En effet, il faut du temps pour transférer la chaleur de la surface de la terre. Dans l'après-midi, malgré le fait que le Soleil descend 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, la température de l'air diminue en conséquence. Les températures les plus basses sont avant le lever du soleil. Certes, certains jours, un tel schéma de température quotidien peut être perturbé.

Par conséquent, la raison du changement de température de l'air pendant la journée est le changement d'éclairement de la surface de la Terre dû à sa rotation autour de son axe. Une représentation plus visuelle du changement de température est donnée par les graphiques de l'évolution quotidienne de la température de l'air (Fig. 127).

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

Par exemple, si la température de l'air la plus élevée pendant la journée était de +25 °C et de +9 °C, l'amplitude des fluctuations sera de 16 °C (25 - 9 = 16) (Mat. 129). La nature de la surface terrestre (on l'appelle le sous-jacent) affecte les amplitudes quotidiennes des fluctuations de température. Par exemple, sur les océans, l'amplitude n'est que de 1 à 2 °C, sur 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

RAPPELLES TOI

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

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

L'amplitude de la fluctuation 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. Déterminer la température extérieure d'un avion volant à une altitude de 10 km.

2. Pourquoi un thermomètre est-il installé dans une cabine spéciale dans les stations météorologiques ?

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 selon les données suivantes (en °C) : -1,0, + 4, +5, +3, -2.

5. Réfléchissez à la raison pour laquelle la température quotidienne la plus élevée de l'air n'est pas à midi, lorsque le soleil est haut au-dessus de l'horizon.

PRATIQUE 5 (Début. Voir pp. 133, 141.)

Sujet : Résolution de problèmes sur le changement de température de l'air avec l'altitude.

1. La température de l'air à la surface de la terre est de +25 °C. Déterminer la température de l'air au sommet d'une montagne dont la hauteur est de 1500 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 son pied est de +23,2 °C. Calculer la hauteur relative de la montagne.

Variation quotidienne de la température de l'air

La température de surface du sol affecte la température de l'air. L'échange de chaleur se produit lorsqu'un mince film d'air entre en contact direct avec la surface de la terre en raison de la conduction moléculaire de la chaleur. De plus, l'échange se produit à l'intérieur de l'atmosphère en raison de la conduction thermique turbulente, qui est un mécanisme de transfert de chaleur plus efficace, car le mélange d'air pendant la turbulence contribue à un transfert de chaleur très rapide d'une couche atmosphérique à une autre.

Fig n ° 2 Graphique de l'évolution quotidienne de la température de l'air.

Comme on peut le voir sur la Fig. 2, pendant la journée, l'air se réchauffe et se refroidit à partir de la surface de la Terre, répétant approximativement les changements de température de l'air (voir Fig. 1) avec une amplitude plus petite. On peut même voir que l'amplitude de la variation journalière de la température de l'air est inférieure à l'amplitude de la variation de la température du sol d'environ 1/3. La température de l'air commence à augmenter en même temps que la température de la surface du sol : après le lever du soleil, et son maximum est déjà observé à des heures ultérieures, et dans notre cas à 15h00, puis commence à diminuer.

Comme indiqué précédemment, la température maximale à la surface du sol est supérieure à la température maximale de l'air (32,8 °C). Cela s'explique par le fait que le rayonnement solaire chauffe d'abord le sol, à partir duquel l'air est ensuite chauffé. Et les dépressions nocturnes à la surface du sol sont plus faibles que dans l'air, car le sol dégage de la chaleur dans l'atmosphère.

Variation journalière de la pression de vapeur d'eau

La vapeur d'eau pénètre en permanence dans l'atmosphère par évaporation des surfaces d'eau et des sols humides, ainsi que par la transpiration des plantes. En même temps, à différents endroits et à différents moments, il pénètre dans l'atmosphère en quantités différentes. Il se propage vers le haut à partir de la surface de la Terre et est transporté par les courants d'air d'un endroit à l'autre de la Terre.

La pression de vapeur d'eau est appelée pression de vapeur d'eau. La vapeur d'eau, comme tout gaz, crée une certaine pression. La pression de la vapeur d'eau est proportionnelle à sa densité (masse par unité de volume) et à sa température absolue.

Riz. N° 3 Graphique de l'évolution quotidienne de l'élasticité de la vapeur d'eau.

Les observations ont été réalisées à l'intérieur du continent pendant la saison chaude, le graphique montre donc une double variation journalière (Fig. 3). Le premier minimum dans de tels cas se produit après le lever du soleil, tout comme le minimum de température.

Le sol commence à se réchauffer après le lever du soleil, sa température augmente et, par conséquent, l'évaporation augmente, ce qui signifie que la pression de vapeur augmente. Cette tendance se poursuit jusqu'à 09h00, lorsque l'évaporation l'emporte sur le transfert de vapeur d'en bas vers les couches supérieures. À ce moment, une stratification instable est déjà établie dans la couche de surface et la convection est suffisamment développée. Dans le processus de convection, l'intensité du mélange turbulent augmente et le transfert de vapeur d'eau dans le sens de son gradient, de bas en haut, s'établit. La sortie de vapeur d'eau par le bas n'a pas le temps d'être compensée par l'évaporation, ce qui entraîne une diminution de la teneur en vapeur (et, par conséquent, de la pression) près de la surface de la terre de 12 à 15 heures. Et alors seulement, la pression commence à augmenter, à mesure que la convection s'affaiblit, et l'évaporation du sol chauffé est encore importante, et la teneur en vapeur augmente. Au bout de 18h l'évaporation diminue, donc la pression baisse.

L'évolution quotidienne et annuelle de la température de l'air dans la couche superficielle de l'atmosphère est déterminée par la température à une hauteur de 2 m. Fondamentalement, cette évolution est due à l'évolution correspondante de la température de la surface active. Les caractéristiques de l'évolution de la température de l'air sont déterminées par ses extrêmes, c'est-à-dire les températures les plus élevées et les plus basses. La différence entre ces températures s'appelle l'amplitude de l'évolution de la température de l'air. Le schéma des variations quotidiennes et annuelles de la température de l'air est révélé en faisant la moyenne des résultats d'observations à long terme. Elle est associée à des fluctuations périodiques. Les perturbations non périodiques du cours quotidien et annuel, causées par l'intrusion de masses d'air chaud ou froid, faussent le cours normal de la température de l'air. La chaleur absorbée par la surface active est transférée à la couche d'air adjacente. Dans ce cas, il y a un certain retard dans l'augmentation et la diminution de la température de l'air par rapport aux changements de la température du sol. Dans le cours normal de la température, la température minimale est observée avant le lever du soleil, le maximum est observé à 14-15 heures (Fig. 4.4).

Figure 4.4. L'évolution quotidienne de la température de l'air à Barnaoul(disponible lors du téléchargement de la version complète du tutoriel)

Amplitude de la variation diurne de la température de l'air sur terre est toujours inférieure à l'amplitude de la variation journalière de la température de surface du sol et dépend des mêmes facteurs, c'est-à-dire de la saison, de la latitude, de la nébulosité, du terrain, ainsi que de la nature de la surface active et de l'altitude au-dessus de la mer niveau. Amplitude du cycle annuel calculée comme la différence entre les températures mensuelles moyennes des mois les plus chauds et les plus froids. Amplitude de température annuelle absolue appelée la différence entre la température maximale absolue et la température minimale absolue de l'air pour l'année, c'est-à-dire entre les températures les plus élevées et les plus basses observées au cours de l'année. L'amplitude de l'évolution annuelle de la température de l'air à un endroit donné dépend de la latitude géographique, de la distance de la mer, de l'altitude de l'endroit, de l'évolution annuelle de la nébulosité et d'un certain nombre d'autres facteurs. De faibles amplitudes annuelles de température sont observées au-dessus de la mer et sont caractéristiques du climat maritime. Sur terre, on observe de grandes amplitudes annuelles de température caractéristiques du climat continental. Cependant, le climat maritime s'étend également aux régions des continents adjacentes à la mer, où la fréquence des masses d'air marin est élevée. L'air marin apporte un climat maritime à terre. Avec la distance entre l'océan et le continent, les amplitudes de température annuelles augmentent, c'est-à-dire que la continentalité du climat augmente.

Par la valeur de l'amplitude et par le moment de l'apparition des températures extrêmes, ils distinguent quatre types de variation annuelle de la température de l'air. type équatorial Elle est caractérisée par deux maxima - après les équinoxes de printemps et d'automne, lorsque le Soleil est à son zénith à midi, et deux minima - après les solstices d'été et de terre. Ce type se caractérise par une faible amplitude : sur les continents entre 5 et 10°C, et sur les océans seulement environ 1°C. type tropical caractérisé par un maximum - après le solstice d'été et un minimum - après le solstice d'hiver. L'amplitude augmente avec la distance à l'équateur et atteint en moyenne 10-20°С sur les continents et 5-10°С sur les océans. Type tempéré caractérisé par le fait que les extrêmes sont observés sur les continents en même temps que dans le cas du type tropical, et sur l'océan un mois plus tard. L'amplitude augmente avec la latitude, atteignant 50-60°C sur les continents et 15-20°C sur les océans. type polaire similaire au type précédent, mais diffère par une nouvelle augmentation de l'amplitude, atteignant 25-40°С sur l'océan et les côtes, et dépassant 65°С sur la terre

Isothermes de janvier et juillet sur le territoire de la Russie ??????

Lucas RêneÉtudiant (237) il y a 1 an

CEINTURE THERMIQUE DE LA TERRE, zones de température de la Terre, - un système de classification des climats par la température de l'air. On distingue généralement: zone chaude - entre isothermes annuelles 20 ° (atteint 30 ° de latitude); 2 zones tempérées (dans chaque hémisphère) - entre l'isotherme annuelle de 20° et l'isotherme du mois le plus chaud. 10° ; 2 ceintures froides - entre les isothermes du mois le plus chaud. 10° et 0° ; 2 ceintures de givre éternel - de cf. température du mois le plus chaud. en dessous de 0°.

JulietteÉtudiant (237) il y a 1 an

Les ceintures thermiques sont de larges bandes encerclant la Terre, avec des températures de l'air proches à l'intérieur de la ceinture et différant de celles voisines par une distribution latitudinale non uniforme du rayonnement solaire. Il existe sept zones thermiques : chaudes de part et d'autre de l'équateur, limitées par des isothermes annuelles de +20°С ; tempéré 2 (nord et sud) avec une isotherme limite de +10°С du mois le plus chaud ; froid 2 entre +10°С et 0°С du mois le plus chaud de gelée éternelle 2 avec une température annuelle moyenne de l'air inférieure à 0°С.

Phénomènes optiques. Comme déjà mentionné, lorsque les rayons du Soleil traversent l'atmosphère, une partie du rayonnement solaire direct est absorbée par les molécules d'air, diffusée et réfléchie. De ce fait, divers phénomènes optiques sont observés dans l'atmosphère, qui sont perçus directement par notre œil. Ces phénomènes incluent : la couleur du ciel, la réfraction, les mirages, le halo, l'arc-en-ciel, le faux soleil, les piliers lumineux, les croix lumineuses, etc.

Couleur ciel. Tout le monde sait que la couleur du ciel change en fonction de l'état de l'atmosphère. Un ciel clair et sans nuages ​​pendant la journée a une couleur bleue. Cette couleur du ciel est due au fait qu'il y a beaucoup de rayonnement solaire diffusé dans l'atmosphère, qui est dominé par des ondes courtes que nous percevons comme bleues ou bleues. Si l'air est poussiéreux, la composition spectrale du rayonnement diffusé change, le bleu du ciel s'affaiblit ; le ciel devient blanc. Plus l'air est nuageux, plus le bleu du ciel est faible.

La couleur du ciel change avec la hauteur. A une hauteur de 15 à 20 kilomètres la couleur du ciel est noir et violet. Du haut des hautes montagnes, la couleur du ciel semble bleu profond, et de la surface de la Terre - bleu. Ce changement de couleur du noir-violet au bleu clair est dû à la diffusion toujours croissante des rayons d'abord violets, puis bleus et bleus.

Au lever et au coucher du soleil, lorsque les rayons du soleil traversent la plus grande épaisseur de l'atmosphère et perdent en même temps presque tous les rayons à ondes courtes (violet et bleu), et que seuls les rayons à ondes longues atteignent l'œil de l'observateur, la couleur du partie du ciel près de l'horizon et le Soleil lui-même a une couleur rouge ou orange.

Réfraction. En raison de la réflexion et de la réfraction des rayons du soleil lorsqu'ils traversent des couches d'air de densité différente, leur trajectoire subit quelques changements. Cela conduit au fait que nous voyons des corps célestes et des objets distants à la surface de la Terre dans une direction légèrement différente de celle dans laquelle ils se trouvent réellement. Par exemple, si nous regardons le sommet d'une montagne depuis une vallée, alors la montagne nous semble élevée ; lors de l'observation de la montagne dans la vallée, une augmentation du fond de la vallée est remarquée.

L'angle formé par une ligne droite entre l'œil de l'observateur et un point et la direction dans laquelle l'œil voit ce point est appelé réfraction.

La quantité de réfraction observée à la surface de la terre dépend de la distribution de la densité des couches inférieures de l'air et de la distance de l'observateur à l'objet. La densité de l'air dépend de la température et de la pression. En moyenne, l'amplitude de la réfraction de la Terre, en fonction de la distance aux objets observés dans des conditions atmosphériques normales, est :

Mirages. Les phénomènes de mirage sont associés à une réfraction anormale des rayons solaires, qui est causée par un changement brusque de la densité de l'air dans la basse atmosphère. Avec un mirage, l'observateur voit, en plus des objets, leurs images sont également inférieures ou supérieures à la position réelle des objets, et parfois à droite ou à gauche de ceux-ci. Souvent, l'observateur ne peut voir que l'image sans voir les objets eux-mêmes.

Si la densité de l'air diminue fortement avec la hauteur, l'image des objets est observée au-dessus de leur emplacement réel. Ainsi, par exemple, dans de telles conditions, vous pouvez voir la silhouette du navire au-dessus du niveau de la mer, lorsque le navire est caché à l'observateur au-delà de l'horizon.

Des mirages inférieurs sont souvent observés dans les plaines ouvertes, en particulier dans les déserts, où la densité de l'air augmente fortement avec l'altitude. Dans ce cas, une personne voit souvent au loin, pour ainsi dire, une surface aqueuse légèrement ondulée. Si en même temps il y a des objets à l'horizon, alors ils semblent s'élever au-dessus de cette eau. Et dans cet espace aquatique on peut voir leurs contours renversés, comme s'ils se reflétaient dans l'eau. La visibilité de la surface de l'eau sur la plaine est créée à la suite d'une grande réfraction, qui provoque une image inversée sous la surface terrestre d'une partie du ciel derrière les objets.

Halo. Le phénomène de halo fait référence à des cercles lumineux ou irisés, parfois observés autour du Soleil ou de la Lune. Un halo se produit lorsque ces corps célestes doivent être vus à travers des cirrus légers ou à travers un voile de brouillard, constitué d'aiguilles de glace suspendues dans l'air (Fig. 63).

Le phénomène du halo se produit en raison de la réfraction des cristaux de glace et de la réflexion par leurs faces des rayons du soleil.

Arc-en-ciel. Un arc-en-ciel est un grand arc multicolore, généralement observé après la pluie sur fond de nuages ​​de pluie situés dans la partie du ciel où le Soleil brille. La magnitude de l'arc est différente, parfois il y a un demi-cercle irisé complet. Nous voyons souvent deux arcs-en-ciel en même temps. L'intensité du développement des couleurs individuelles dans l'arc-en-ciel et la largeur de leurs bandes sont différentes. Dans un arc-en-ciel bien visible, le rouge est situé d'un côté et le violet de l'autre ; le reste des couleurs de l'arc-en-ciel sont dans l'ordre des couleurs du spectre.

Les arcs-en-ciel sont causés par la réfraction et la réflexion de la lumière du soleil dans les gouttelettes d'eau dans l'atmosphère.

Phénomènes sonores dans l'atmosphère. Les vibrations longitudinales des particules de matière, se propageant à travers le milieu matériel (à travers l'air, l'eau et les solides) et atteignant l'oreille humaine, provoquent des sensations appelées "sonores".

L'air atmosphérique contient toujours des ondes sonores de différentes fréquences et intensités. Certaines de ces ondes sont créées artificiellement par l'homme, et certains des sons sont d'origine météorologique.

Les sons d'origine météorologique comprennent le tonnerre, le hurlement du vent, le bourdonnement des fils, le bruit et le bruissement des arbres, la "voix de la mer", les sons et les bruits qui se produisent lors du mouvement des masses de sable dans les déserts et sur les dunes , ainsi que des flocons de neige sur une surface lisse de neige, des sons tombant à la surface de la terre de précipitations solides et liquides, des bruits de ressac près des rives des mers et des lacs, etc. Arrêtons-nous sur certains d'entre eux.

Le tonnerre est observé lors des phénomènes de décharge de foudre. Il survient en relation avec les conditions thermodynamiques spéciales qui sont créées sur le chemin du mouvement de la foudre. Habituellement, nous percevons le tonnerre sous la forme d'une série de coups - les soi-disant carillons. Les coups de tonnerre s'expliquent par le fait que les sons générés en même temps le long de la trajectoire longue et généralement sinueuse de la foudre atteignent l'observateur de manière séquentielle et avec des intensités différentes. Le tonnerre, malgré la grande puissance du son, se fait entendre à une distance ne dépassant pas 20-25 kilomètres(moyenne environ 15 kilomètres).

Le hurlement du vent se produit lorsque l'air se déplace rapidement avec un tourbillon de certains objets. Dans ce cas, il y a une alternance d'accumulation et de sortie d'air des objets, ce qui donne lieu à des sons. Le bourdonnement des fils, le bruit et le bruissement des arbres, la "voix de la mer" sont également reliés par le mouvement de l'air.

La vitesse du son dans l'atmosphère. La vitesse de propagation du son dans l'atmosphère est affectée par la température et l'humidité de l'air, ainsi que par le vent (direction et sa force). La vitesse moyenne du son dans l'atmosphère est de 333 m par seconde. Lorsque la température de l'air augmente, la vitesse du son augmente légèrement. Un changement de l'humidité absolue de l'air a un effet moindre sur la vitesse du son. Le vent a une forte influence : la vitesse du son dans la direction du vent augmente, contre le vent elle diminue.

La connaissance de la vitesse de propagation du son dans l'atmosphère est d'une grande importance pour résoudre un certain nombre de problèmes posés par l'étude des couches supérieures de l'atmosphère par la méthode acoustique. En utilisant la vitesse moyenne du son dans l'atmosphère, vous pouvez connaître la distance entre votre emplacement et l'emplacement du tonnerre. Pour ce faire, vous devez déterminer le nombre de secondes entre l'éclair visible et le moment où le tonnerre arrive. Ensuite, vous devez multiplier la valeur moyenne de la vitesse du son dans l'atmosphère - 333 m/sec. pendant le nombre de secondes donné.

Écho. Les ondes sonores, comme les rayons lumineux, subissent une réfraction et une réflexion lorsqu'elles passent d'un milieu à un autre. Les ondes sonores peuvent être réfléchies par la surface de la terre, par l'eau, par les montagnes environnantes, les nuages, par l'interface entre des couches d'air ayant des températures et une humidité différentes. Le son, réfléchi, peut être répété. Le phénomène de répétition des sons dû à la réflexion des ondes sonores sur différentes surfaces est appelé "écho".

L'écho est particulièrement souvent observé dans les montagnes, près des rochers, où un mot fort est répété une ou plusieurs fois après un certain laps de temps. Ainsi, par exemple, dans la vallée du Rhin, il y a un rocher de Lorelei, dans lequel l'écho est répété jusqu'à 17 à 20 fois. Un exemple d'écho est les coups de tonnerre, qui résultent de la réflexion des sons des décharges électriques de divers objets à la surface de la terre.

Phénomènes électriques dans l'atmosphère. Les phénomènes électriques observés dans l'atmosphère sont associés à la présence dans l'air d'atomes chargés électriquement et de molécules de gaz appelées ions. Les ions ont des charges négatives et positives et, selon la taille des masses, ils sont divisés en légers et lourds. L'ionisation de l'atmosphère se produit sous l'influence de la partie ondes courtes du rayonnement solaire, des rayons cosmiques et du rayonnement des substances radioactives contenues dans la croûte terrestre et dans l'atmosphère elle-même. L'essence de l'ionisation réside dans le fait que ces ioniseurs transfèrent de l'énergie à une molécule neutre ou à un atome de gaz de l'air, sous l'action duquel l'un des électrons externes est retiré de la sphère d'action du noyau. En conséquence, un atome privé d'un électron devient un ion léger positif. Un électron retiré d'un atome donné rejoint rapidement un atome neutre et de cette manière un ion léger négatif est créé. Les ions légers, rencontrant des particules d'air en suspension, leur donnent leur charge et forment ainsi des ions lourds.

Le nombre d'ions dans l'atmosphère augmente avec l'altitude. En moyenne pour 2 kilomètres hauteur, leur nombre augmente de mille ions dans un mètre cube. centimètre. Dans les hautes couches de l'atmosphère, la concentration maximale d'ions est observée à des altitudes d'environ 100 et 250 km.

La présence d'ions dans l'atmosphère crée la conductivité électrique de l'air et le champ électrique dans l'atmosphère.

La conductivité de l'atmosphère est créée en raison de la grande mobilité des ions principalement légers. Les ions lourds jouent un petit rôle à cet égard. Plus la concentration d'ions légers dans l'air est élevée, plus sa conductivité est élevée. Et comme le nombre d'ions légers augmente avec l'altitude, la conductivité de l'atmosphère augmente également avec l'altitude. Ainsi, par exemple, à une hauteur de 7-8 kilomètres la conductivité est environ 15 à 20 fois supérieure à celle de la surface terrestre. A environ 100 kilomètres la conductivité est très élevée.

L'air pur contient peu de particules en suspension, il contient donc plus d'ions légers et moins d'ions lourds. À cet égard, la conductivité de l'air propre est supérieure à la conductivité de l'air poussiéreux. Par conséquent, dans la brume et le brouillard, la conductivité a une faible valeur.Le champ électrique dans l'atmosphère a été établi pour la première fois par M. V. Lomonosov. Par temps clair et sans nuages, l'intensité du champ est considérée comme normale. Vers

L'atmosphère de surface de la Terre est chargée positivement. Sous l'influence du champ électrique de l'atmosphère et du champ négatif de la surface terrestre, un courant vertical d'ions positifs s'établit depuis la surface terrestre vers le haut, et d'ions négatifs depuis l'atmosphère vers le bas. Le champ électrique de l'atmosphère près de la surface terrestre est extrêmement variable et dépend de la conductivité de l'air. Plus la conductivité de l'atmosphère est faible, plus l'intensité du champ électrique de l'atmosphère est élevée. La conductivité de l'atmosphère dépend principalement de la quantité de particules solides et liquides en suspension dans celle-ci. Par conséquent, lors de la brume, lors des précipitations et du brouillard, l'intensité du champ électrique de l'atmosphère augmente et cela conduit souvent à des décharges électriques.

Lumières d'orme. Pendant les orages et les grains en été ou les tempêtes de neige en hiver, on peut parfois observer des décharges électriques silencieuses sur les pointes d'objets dépassant de la surface de la terre. Ces décharges visibles sont appelées "feux d'Elmo" (Fig. 64). Le plus souvent, les lumières d'Elmo sont observées sur des mâts, au sommet des montagnes ; parfois ils sont accompagnés d'un léger craquement.

Les feux d'Elmo se forment à une intensité de champ électrique élevée. La tension est si grande que les ions et les électrons, se déplaçant à grande vitesse, fendent les molécules d'air sur leur chemin, ce qui augmente le nombre d'ions et d'électrons dans l'air. À cet égard, la conductivité de l'air augmente et à partir d'objets pointus où l'électricité s'accumule, la sortie d'électricité et la décharge commencent.

Éclair.À la suite de processus thermiques et dynamiques complexes dans les nuages ​​orageux, les charges électriques sont séparées : généralement les charges négatives sont situées au bas du nuage, les charges positives au sommet. En relation avec une telle séparation des charges d'espace à l'intérieur des nuages, de forts champs électriques sont créés à la fois à l'intérieur des nuages ​​et entre eux. Dans ce cas, l'intensité du champ près de la surface de la terre peut atteindre plusieurs centaines de kilovolts par 1 M. Une grande intensité de champ électrique conduit au fait que des décharges électriques se produisent dans l'atmosphère. Les fortes décharges électriques à étincelles qui se produisent entre les nuages ​​orageux ou entre les nuages ​​et la surface de la terre sont appelées éclairs.

La durée d'un éclair est en moyenne d'environ 0,2 sec. La quantité d'électricité transportée par la foudre est de 10 à 50 coulombs. La force actuelle est très grande; parfois, il atteint 100 à 150 000 ampères, mais dans la plupart des cas, il ne dépasse pas 20 000 ampères. La plupart des éclairs sont chargés négativement.

Selon l'apparence de l'étincelle, la foudre est divisée en linéaire, plate, boule et perlée.

L'éclair linéaire le plus fréquemment observé, parmi lequel il existe un certain nombre de variétés: zigzag, ramifié, ruban, fusée, etc. Si un éclair linéaire se forme entre le nuage et la surface de la Terre, sa longueur moyenne est de 2-3 km ; la foudre entre les nuages ​​peut atteindre 15-20 kilomètres longueur. Le canal de décharge de la foudre, créé sous l'influence de l'ionisation de l'air et traversé par un intense contre-courant de charges négatives accumulées dans les nuages ​​et de charges positives accumulées à la surface de la terre, a un diamètre de 3 à 60 cm.

La foudre plate est une décharge électrique à court terme couvrant une partie importante du nuage. La foudre plate n'est pas toujours accompagnée de tonnerre.

La foudre en boule est un événement rare. Il se forme dans certains cas après une forte décharge de foudre linéaire. La foudre en boule est une boule de feu d'un diamètre généralement de 10 à 20 cm(et parfois jusqu'à plusieurs mètres). A la surface de la terre, cet éclair se déplace à une vitesse modérée et a tendance à pénétrer à l'intérieur des bâtiments par les cheminées et autres petites ouvertures. Sans causer de dommages et après avoir effectué des mouvements complexes, la foudre en boule peut quitter le bâtiment en toute sécurité. Parfois, cela provoque des incendies et des destructions.

Un événement encore plus rare est la foudre perlée. Ils se produisent lorsqu'une décharge électrique consiste en une série de corps lumineux sphériques ou oblongs.

La foudre cause souvent de gros dégâts ; ils détruisent des bâtiments, déclenchent des incendies, font fondre des fils électriques, fendent des arbres et blessent des personnes. Pour protéger les bâtiments, les structures industrielles, les ponts, les centrales électriques, les lignes électriques et d'autres structures contre les coups de foudre directs, des paratonnerres sont utilisés (généralement appelés paratonnerres).

Le plus grand nombre de jours avec des orages est observé dans les pays tropicaux et équatoriaux. Ainsi, par exemple, sur environ. Java a 220 jours d'orages par an, 150 jours en Afrique centrale, environ 140 en Amérique centrale.En URSS, la plupart des jours d'orages se produisent dans le Caucase (jusqu'à 40 jours par an), en Ukraine et dans le sud-est. de la partie européenne de l'URSS. Les orages sont généralement observés l'après-midi, surtout entre 15 et 18 heures.

Lumières polaires. Les aurores sont une forme particulière de lueur dans les hautes couches de l'atmosphère, observées parfois la nuit, principalement dans les pays polaires et circumpolaires des hémisphères nord et sud (Fig. 65). Ces lueurs sont une manifestation des forces électriques de l'atmosphère et se produisent à une altitude de 80 jusqu'à 1000 kilomètres dans un air hautement raréfié lorsque des charges électriques le traversent. La nature des aurores n'a pas encore été entièrement élucidée, mais il a été précisément établi que la cause de leur apparition est

l'impact des couches supérieures hautement raréfiées de l'atmosphère terrestre des particules chargées (corpuscules) pénétrant dans l'atmosphère depuis les régions actives du soleil (taches, proéminences et autres zones) lors des éruptions solaires.

Le nombre maximum d'aurores est observé près des pôles magnétiques de la Terre. Ainsi, par exemple, au pôle magnétique de l'hémisphère nord, il y a jusqu'à 100 aurores par an.

Selon la forme de la lueur, les aurores sont très diverses, mais elles sont généralement divisées en deux groupes principaux : les aurores de forme non-faisceau (rayures uniformes, arcs, surfaces lumineuses calmes et pulsées, lueurs diffuses, etc.) et aurores de structure rayonnante (rayures, drapés, rayons, couronne, etc.). Les aurores d'une structure sans faisceau sont caractérisées par une lueur calme. Les rayonnements de la structure des rayons, au contraire, sont mobiles, ils changent à la fois la forme et la luminosité et la couleur de la lueur. De plus, les aurores de forme rayonnante sont accompagnées d'excitations magnétiques.

Les types de précipitations suivants sont distingués selon la forme. Pluie- précipitation liquide, constituée de gouttes d'un diamètre de 0,5 à 6 mm. Les gouttelettes plus grosses se brisent en morceaux lorsqu'elles tombent. Dans les pluies torrentielles, la taille des gouttes est plus grande que dans les pluies continues, surtout au début de la pluie. À des températures négatives, des gouttes surfondues peuvent parfois tomber. Au contact de la surface terrestre, elles gèlent et la recouvrent d'une croûte de glace. Bruine - précipitation liquide, constituée de gouttes d'un diamètre d'environ 0,5 à 0,05 mm avec une vitesse de chute très faible. Ils sont facilement emportés par le vent dans une direction horizontale. Neiger- les précipitations solides, constituées de cristaux de glace complexes (flocons de neige). Leurs formes sont très diverses et dépendent des conditions d'enseignement. La forme principale des cristaux de neige est une étoile à six branches. Les étoiles sont obtenues à partir de plaques hexagonales, car la sublimation de la vapeur d'eau se produit le plus rapidement aux coins des plaques, là où les rayons se développent. Sur ces rayons, à leur tour, des branches sont créées. Les diamètres des flocons de neige qui tombent peuvent être très différents sable, neige et glace, - précipitations constituées de flocons de neige glacés et fortement grenus d'un diamètre supérieur à 1 mm. Le plus souvent, le croup est observé à des températures proches de zéro, surtout en automne et au printemps. Les gruaux de neige ont une structure semblable à celle de la neige : les grains sont facilement compressés par les doigts. Les noyaux des grains de glace ont une surface glacée. Il est difficile de les écraser, lorsqu'ils tombent au sol, ils sautent. Des stratus en hiver au lieu de tomber de la bruine grains de neige- petits grains de diamètre inférieur à 1 mm, ressemblant à de la semoule. En hiver, à basse température, tombent parfois des nuages ​​​​du niveau inférieur ou intermédiaire aiguilles à neige- les sédiments constitués de cristaux de glace en forme de prismes hexagonaux et de plaques sans ramification. Avec des gelées importantes, de tels cristaux peuvent se produire dans l'air près de la surface de la terre. On les voit particulièrement bien par une journée ensoleillée, lorsque leurs facettes scintillent, reflétant les rayons du soleil. Les nuages ​​de la couche supérieure sont composés de telles aiguilles de glace. A un caractère spécial pluie verglaçante- précipitation constituée de boules de glace transparentes (gouttes de pluie gelées dans l'air) d'un diamètre de 1 à 3 mm. Leur perte indique clairement la présence d'une inversion de température. Quelque part dans l'atmosphère, il y a une couche d'air avec une température positive

Ces dernières années, plusieurs méthodes ont été proposées et testées avec succès pour la précipitation artificielle des nuages ​​et la formation de précipitations à partir de ceux-ci. Pour ce faire, de petites particules ("grains") de dioxyde de carbone solide ayant une température d'environ -70 ° C sont dispersées depuis un avion dans un nuage de gouttes surfondu. En raison d'une température aussi basse, un grand nombre de très petits cristaux de glace se forment autour de ces grains dans l'air. Ces cristaux sont ensuite dispersés dans le nuage en raison du mouvement de l'air. Ils servent de germes sur lesquels de gros flocons de neige poussent plus tard - exactement comme décrit ci-dessus (§ 310). Dans ce cas, un large espace (1-2 km) se forme dans la couche nuageuse sur toute la trajectoire parcourue par l'avion (Fig. 510). Les flocons de neige qui en résultent peuvent créer des chutes de neige assez abondantes. Il va sans dire que l'on ne peut précipiter de cette manière que la quantité d'eau contenue auparavant dans le nuage. Renforcer le processus de condensation et la formation des plus petites gouttes de nuages ​​primaires n'est pas encore à la portée de l'homme.

Des nuages- produits de condensation de vapeur d'eau en suspension dans l'atmosphère, visibles dans le ciel depuis la surface de la terre.

Les nuages ​​sont constitués de minuscules gouttes d'eau et/ou de cristaux de glace (appelés éléments de nuage). Des éléments de nuage de gouttelettes sont observés lorsque la température de l'air dans le nuage est supérieure à -10 ° C; de -10 à -15 °C, les nuages ​​ont une composition mixte (gouttes et cristaux), et à des températures dans le nuage inférieures à -15 °C, ils sont cristallins.

Les nuages ​​sont classés dans un système qui utilise des mots latins pour l'apparence des nuages ​​vus du sol. Le tableau résume les quatre principales composantes de ce système de classification (Ahrens, 1994).

Une classification plus poussée décrit les nuages ​​en fonction de leur hauteur. Par exemple, les nuages ​​contenant le préfixe "cirr-" dans leur nom en tant que nuages ​​cirrus sont situés dans le niveau supérieur, tandis que les nuages ​​avec le préfixe " alto-" dans le nom, tels que les stratus élevés (altostratus), sont dans le niveau intermédiaire. Plusieurs groupes de nuages ​​​​sont distingués ici. Les trois premiers groupes sont déterminés par leur hauteur au-dessus du sol. Le quatrième groupe est constitué de nuages ​​​​de verticale Le dernier groupe comprend une collection de nuages ​​de types mixtes.

Nuages ​​bas Les nuages ​​inférieurs sont majoritairement composés de gouttelettes d'eau car ils sont situés à des altitudes inférieures à 2 km. Cependant, lorsque les températures sont suffisamment basses, ces nuages ​​peuvent également contenir des particules de glace et de la neige.

Nuages ​​de développement vertical Ce sont des cumulus qui ressemblent à des masses nuageuses isolées dont les dimensions verticales sont du même ordre que les horizontales. Ils sont généralement appelés convection de température ou alors relevage avant, et peut atteindre des hauteurs de 12 km, réalisant l'énergie croissante à travers condensation vapeur d'eau dans le nuage lui-même.

Autres types de nuages Enfin, nous présentons des collections de types de nuages ​​mixtes qui ne rentrent dans aucun des quatre groupes précédents.

La majeure partie de la Russie est caractérisée par des précipitations modérées. Dans les steppes d'Aral-Caspienne et du Turkestan, ainsi que dans l'extrême Nord, elles tombent même très peu. Les zones très pluvieuses ne comprennent qu'une partie de la périphérie sud de la Russie, en particulier la Transcaucasie.

Pression

Pression atmosphérique- la pression de l'atmosphère sur tous les objets qu'elle contient et sur la surface de la terre. La pression atmosphérique est créée par l'attraction gravitationnelle de l'air vers la Terre. La pression atmosphérique est mesurée avec un baromètre. Une pression atmosphérique égale à la pression d'une colonne de mercure de 760 mm de haut à 0 °C est appelée pression atmosphérique normale. (Atmosphère standard internationale - ISA, 101 325 Pa

La présence de la pression atmosphérique a dérouté les gens en 1638, lorsque l'idée du duc de Toscane de décorer les jardins de Florence avec des fontaines a échoué - l'eau ne dépassait pas 10,3 mètres. La recherche des raisons de cela et les expériences avec une substance plus lourde - le mercure, entreprises par Evangelista Torricelli, ont conduit au fait qu'en 1643, il a prouvé que l'air avait du poids. Avec V. Viviani, Torricelli a mené la première expérience de mesure de la pression atmosphérique, inventant tuyau Torricelli(le premier baromètre à mercure) - un tube de verre dans lequel il n'y a pas d'air. Dans un tel tube, le mercure monte à une hauteur d'environ 760 mm. La mesurepression nécessaires au contrôle des processus et à la sécurité de la production. De plus, ce paramètre est utilisé pour les mesures indirectes d'autres paramètres de processus : niveau, débit, température, densité etc. Dans le système SI, l'unité de pression est prise pascal (Pennsylvanie) .

Dans la plupart des cas, les transducteurs de pression primaires ont un signal de sortie non électrique sous forme de force ou de déplacement et sont combinés en une seule unité avec un appareil de mesure. Si les résultats de mesure doivent être transmis à distance, une conversion intermédiaire de ce signal non électrique en un signal électrique ou pneumatique unifié est utilisée. Dans ce cas, les convertisseurs primaire et intermédiaire sont combinés en un seul convertisseur de mesure.

Utilisé pour mesurer la pression manomètres, vacuomètres, compteurs combinés de pression et de vide, manomètres, jauges de poussée, jauges de poussée, Capteurs de pression, manomètres différentiels.

Dans la plupart des appareils, la pression mesurée est convertie en une déformation des éléments élastiques, on les appelle donc déformation.

Dispositifs de déformation sont largement utilisés pour mesurer la pression dans la conduite des processus technologiques en raison de la simplicité de l'appareil, de la commodité et de la sécurité de fonctionnement. Tous les dispositifs de déformation ont une sorte d'élément élastique dans le circuit, qui se déforme sous l'action de la pression mesurée : ressort tubulaire, membrane ou alors soufflet.

Distribution

A la surface de la terre Pression atmosphérique varie d'un endroit à l'autre et dans le temps. Les changements non périodiques sont particulièrement importants Pression atmosphérique associés à l'émergence, au développement et à la destruction de zones anticycloniques à déplacement lent - anticyclone et d'énormes tourbillons se déplaçant relativement rapidement - cyclone, où règne la basse pression. Valeurs extrêmes constatées jusqu'à présent Pression atmosphérique(au niveau de la mer) : 808.7 et 684.0 mmHg cm. Cependant, malgré la grande variabilité, la distribution des moyennes mensuelles Pression atmosphériqueà la surface du globe chaque année est à peu près la même. Moyenne annuelle Pression atmosphérique abaissé près de l'équateur et a un minimum de 10 ° N. sh. Plus loin Pression atmosphérique monte et atteint un maximum à 30-35 ° de latitude nord et sud; alors Pression atmosphérique diminue à nouveau, atteignant un minimum à 60-65°, et remonte vers les pôles. Pour cette distribution latitudinale Pression atmosphérique la période de l'année et la nature de la distribution des continents et des océans ont une influence significative. Sur les continents froids en hiver, il y a des zones de haute Pression atmosphérique Ainsi la distribution latitudinale Pression atmosphérique est perturbé, et le champ de pression se décompose en une série de zones de haute et basse pression, appelées centres d'action de l'atmosphère. Avec la hauteur, la répartition horizontale de la pression devient plus simple, se rapprochant de celle latitudinale. A partir d'une hauteur d'environ 5 kilomètres Pression atmosphérique dans le monde entier diminue de l'équateur aux pôles. Au cours du quotidien Pression atmosphérique 2 maxima sont détectés : à 9-10 h et 21-22 h, et 2 basses : en 3-4 h et 15-16 h. Il a un cours quotidien particulièrement régulier dans les pays tropicaux, où la fluctuation journalière atteint 2,4 mmHg De l'art., et nuit - 1,6 mmHg cm. Avec l'augmentation de la latitude, l'amplitude du changement Pression atmosphérique diminue, mais en même temps les changements non périodiques deviennent plus forts Pression atmosphérique

L'air est constamment en mouvement: il monte - un mouvement vers le haut, il tombe - un mouvement vers le bas. Le mouvement de l'air dans une direction horizontale s'appelle le vent. La raison de l'apparition du vent est la répartition inégale de la pression atmosphérique à la surface de la Terre, qui est causée par une répartition inégale de la température. Dans ce cas, le flux d'air se déplace des endroits à haute pression vers le côté où la pression est moindre. Avec le vent, l'air ne se déplace pas uniformément, mais par secousses, rafales, surtout près de la surface de la Terre. De nombreuses raisons affectent le mouvement de l'air : le frottement du flux d'air à la surface de la Terre, la rencontre d'obstacles, etc. De plus, les flux d'air sous l'influence de la rotation de la Terre dévient vers la droite dans le nord hémisphère, et à gauche dans l'hémisphère sud. Le vent est caractérisé par sa vitesse, sa direction et sa force. La vitesse du vent est mesurée en mètres par seconde (m/s), kilomètres par heure (km/h), points (sur l'échelle de Beaufort de 0 à 12, actuellement jusqu'à 13 points). La vitesse du vent dépend de la différence de pression et lui est directement proportionnelle : plus la différence de pression est élevée (gradient barique horizontal), plus la vitesse du vent est élevée. La vitesse moyenne à long terme du vent à la surface de la Terre est de 4 à 9 m/s, rarement supérieure à 15 m/s. Dans les tempêtes et les ouragans (latitudes tempérées) - jusqu'à 30 m/s, en rafales jusqu'à 60 m/s. Dans les ouragans tropicaux, la vitesse du vent atteint jusqu'à 65 m/s et dans les rafales, elle peut atteindre 120 m/s. La direction du vent est déterminée par le côté de l'horizon d'où le vent souffle. Pour le désigner, huit directions principales (rhumbs) sont utilisées : N, NW, W, SW, S, SE, B, NE. La direction dépend de la répartition de la pression et de l'effet déviateur de la rotation de la Terre. La force du vent dépend de sa vitesse et montre quelle pression dynamique le flux d'air exerce sur n'importe quelle surface. La force du vent est mesurée en kilogrammes par mètre carré (kg/m2). Les vents sont extrêmement divers dans leur origine, leur nature et leur signification. Ainsi, dans les latitudes tempérées, où le transport ouest domine, les vents d'ouest (NW, W, SW) prédominent. Ces zones occupent de vastes espaces - d'environ 30 à 60 dans chaque hémisphère. Dans les régions polaires, les vents soufflent des pôles vers les zones de basse pression des latitudes tempérées. Ces zones sont dominées par des vents du nord-est dans l'Arctique et des vents du sud-est dans l'Antarctique. Dans le même temps, les vents du sud-est de l'Antarctique, contrairement à ceux de l'Arctique, sont plus stables et ont des vitesses élevées. La zone de vent la plus étendue du globe se situe sous les latitudes tropicales, là où soufflent les alizés. Les alizés sont les vents constants des latitudes tropicales. Ils sont fréquents dans la zone à partir des années 30s. sh. jusqu'à 30. sh. , c'est-à-dire que la largeur de chaque zone est de 2 à 2,5 mille km. Ce sont des vents réguliers de vitesse modérée (5-8 m/s). A la surface de la Terre, en raison du frottement et de l'action déflectrice de la rotation quotidienne de la Terre, elles ont une direction prédominante nord-est dans l'hémisphère nord et sud-est dans l'hémisphère sud (Fig. IV.2). Ils se forment parce que dans la zone équatoriale, l'air chauffé monte et que l'air tropical vient à sa place du nord et du sud. Les alizés étaient et sont d'une grande importance pratique dans la navigation, surtout plus tôt pour la flotte à voile, quand ils étaient appelés "alizés". Ces vents forment des courants de surface stables dans l'océan le long de l'équateur, dirigés d'est en ouest. Ce sont eux qui ont amené les caravelles de Colomb en Amérique. Les brises sont des vents locaux qui soufflent de la mer à la terre pendant la journée et de la terre à la mer la nuit. À cet égard, les brises diurnes et nocturnes sont distinguées. La brise diurne (de mer) se forme du fait que pendant la journée, la terre se réchauffe plus rapidement que la mer et qu'une pression plus basse s'établit au-dessus. A cette époque, au-dessus de la mer (plus froide), la pression est plus élevée et l'air commence à se déplacer de la mer vers la terre. La brise nocturne (côtière) souffle de la terre à la mer, car à ce moment la terre se refroidit plus vite que la mer et la pression réduite est au-dessus de la surface de l'eau - l'air se déplace de la côte vers la mer.

La vitesse du vent aux stations météorologiques est mesurée avec des anémomètres; si l'appareil s'auto-enregistre, on l'appelle un anémographe. L'anémombographe détermine non seulement la vitesse, mais également la direction du vent en mode d'enregistrement constant. Les instruments de mesure de la vitesse du vent sont installés à une hauteur de 10 à 15 m au-dessus de la surface, et le vent mesuré par eux est appelé le vent près de la surface de la terre.

La direction du vent est déterminée en nommant le point à l'horizon d'où souffle le vent ou l'angle formé par la direction du vent avec le méridien de l'endroit où souffle le vent, c'est-à-dire son azimut. Dans le premier cas, on distingue 8 points principaux de l'horizon : nord, nord-est, est, sud-est, sud, sud-ouest, ouest, nord-ouest et 8 points intermédiaires. 8 directions principales de la direction ont les abréviations suivantes (russes et internationales): С-N, Yu-S, З-W, В-E, СЗ-NW, СВ-NE, SW-SW, SE- SE.

Masses d'air et fronts

Les masses d'air sont appelées masses d'air relativement homogènes en termes de température et d'humidité, qui s'étendent sur une superficie de plusieurs milliers de kilomètres et plusieurs kilomètres de hauteur.

Ils se forment dans des conditions de long séjour sur des surfaces terrestres ou océaniques plus ou moins homogènes. Se déplaçant dans le processus de circulation générale de l'atmosphère vers d'autres régions de la Terre, les masses d'air sont transportées vers ces régions et leur propre régime météorologique La dominance de certaines masses d'air dans une région donnée à une saison donnée crée le régime climatique caractéristique de la région.

Il existe quatre principaux types géographiques de masses d'air qui couvrent toute la troposphère de la Terre. Ce sont les masses d'air arctique (antarctique), tempéré, tropical et équatorial. À l'exception du reste, dans chacun d'eux, marin et on distingue également les variétés continentales, qui se forment en fonction de la terre et de l'océan .

L'air polaire (arctique et antarctique) se forme sur les surfaces de glace des régions polaires et se caractérise par de basses températures, une faible teneur en humidité et une bonne transparence.

L'air modéré est beaucoup mieux réchauffé, il est marqué en été par une augmentation de la teneur en humidité, en particulier au-dessus de la mer. Les vents dominants d'ouest et les cyclones d'air tempéré de la mer sont transportés et Aleko jusqu'aux profondeurs des continents, accompagnant souvent leur chemin avec précipitation

L'air tropical est généralement caractérisé par des températures élevées, mais si au-dessus de la mer il est aussi très humide, au-dessus de la terre, au contraire, il est extrêmement sec et poussiéreux.

L'air équatorial est marqué par des températures élevées constantes et une augmentation de la teneur en humidité à la fois sur l'océan et sur la terre. L'après-midi, il y a de fortes pluies fréquentes.

Les masses d'air avec des températures et une humidité différentes se déplacent constamment et se rencontrent dans un espace étroit. La surface conditionnelle séparant les masses d'air est appelée le front atmosphérique. Lorsque cette surface imaginaire croise la surface de la Terre, la soi-disant ligne de front atmosphérique est formé.

La surface séparant l'arctique (antarctique) et l'air tempéré s'appelle respectivement les fronts arctique et antarctique. L'air des latitudes tempérées et des tropiques sépare le front polaire. Étant donné que la densité de l'air chaud est inférieure à la densité de l'air froid, le front est un plan incliné qui s'incline toujours vers l'air froid. à un très petit angle (moins de 1°) par rapport à la surface de la terre. L'air froid, car plus épais, lorsqu'il rencontre de l'air chaud, semble nager en dessous et le soulever, provoquant la formation de XMAmar.

Après s'être rencontrées, diverses masses d'air continuent de se déplacer dans la direction de la masse, qui s'est déplacée à une vitesse plus élevée.Dans le même temps, la position de la surface frontale qui sépare ces masses d'air change, en fonction de la direction du mouvement de la masse frontale on distingue les fronts de surface, froid et chaud.froid Après le passage d'un front froid, la pression atmosphérique augmente et l'humidité de l'air diminue.Lorsque l'air chaud avance et que le front se déplace vers des températures plus basses, le front est dit chaud.Lorsqu'un front chaud passe, se réchauffe, la pression diminue et la température augmente.

Les fronts sont d'une grande importance pour le temps, car les nuages ​​se forment près d'eux et les précipitations tombent souvent. Aux endroits où l'air chaud et l'air froid se rencontrent, les cyclones se forment et se développent, le temps devient mauvais. Connaître l'emplacement des fronts atmosphériques, la direction et la vitesse de leur mouvement, en plus de disposer de données météorologiques, caractérisant les masses d'air, faire des prévisions météorologiques.

Anticyclone- une zone de haute pression atmosphérique avec des isobares concentriques fermées au niveau de la mer et avec une distribution de vent correspondante. Dans un anticyclone bas - froid, les isobares ne restent fermées que dans les couches les plus basses de la troposphère (jusqu'à 1,5 km), et dans la troposphère moyenne, l'augmentation de la pression n'est pas du tout détectée; la présence d'un cyclone de haute altitude au-dessus d'un tel anticyclone est également possible.

Un anticyclone élevé est chaud et conserve des isobares fermées avec une circulation anticyclonique même dans la haute troposphère. Parfois, l'anticyclone est multicentrique. L'air dans l'anticyclone de l'hémisphère nord se déplace autour du centre dans le sens des aiguilles d'une montre (c'est-à-dire qu'il s'écarte du gradient barique vers la droite), dans l'hémisphère sud - dans le sens inverse des aiguilles d'une montre. L'anticyclone se caractérise par la prédominance d'un temps clair ou légèrement nuageux. En raison du refroidissement de l'air de la surface de la terre pendant la saison froide et la nuit dans l'anticyclone, la formation d'inversions de surface et de stratus bas (St) et de brouillards est possible. En été, une convection diurne modérée avec formation de cumulus est possible au-dessus des terres. La convection avec formation de cumulus est également observée dans les alizés à la périphérie des anticyclones subtropicaux faisant face à l'équateur. Lorsqu'un anticyclone se stabilise aux basses latitudes, des anticyclones subtropicaux puissants, élevés et chauds apparaissent. La stabilisation des anticyclones se produit également aux latitudes moyennes et polaires. Les anticyclones élevés et lents qui perturbent le transfert général vers l'ouest des latitudes moyennes sont appelés anticyclones bloquants.

Synonymes : zone de haute pression, zone de haute pression, maximum barique.

Les anticyclones atteignent une taille de plusieurs milliers de kilomètres de diamètre. Au centre de l'anticyclone, la pression est généralement de 1020-1030 mbar, mais peut atteindre 1070-1080 mbar. Comme les cyclones, les anticyclones se déplacent dans le sens du transport général de l'air dans la troposphère, c'est-à-dire d'ouest en est, tout en s'écartant vers les basses latitudes. La vitesse moyenne du mouvement de l'anticyclone est d'environ 30 km/h dans l'hémisphère nord et d'environ 40 km/h dans l'hémisphère sud, mais souvent l'anticyclone devient inactif pendant une longue période.

Signes d'un anticyclone :

Temps clair ou partiellement nuageux

Pas de vent

Pas de précipitation

Modèle météorologique stable (ne change pas sensiblement au fil du temps tant qu'un anticyclone existe)

En été, l'anticyclone apporte un temps chaud et nuageux. En hiver, l'anticyclone apporte de fortes gelées, parfois du brouillard givré est également possible.

Une caractéristique importante des anticyclones est leur formation dans certaines zones. En particulier, des anticyclones se forment au-dessus des champs de glace. Et plus la couverture de glace est puissante, plus l'anticyclone est prononcé ; c'est pourquoi l'anticyclone sur l'Antarctique est très puissant, et sur le Groenland il est de faible puissance, sur l'Arctique il est de sévérité moyenne. De puissants anticyclones se développent également dans la zone tropicale.

Cyclone(de l'autre grec κυκλῶν - "tournant") - un vortex atmosphérique d'un diamètre énorme (de centaines à plusieurs milliers de kilomètres) avec une pression d'air réduite au centre.

Mouvement de l'air (flèches en pointillés) et isobares (lignes pleines) dans un cyclone dans l'hémisphère nord.

Coupe verticale d'un cyclone tropical

L'air dans les cyclones circule dans le sens antihoraire dans l'hémisphère nord et dans le sens horaire dans l'hémisphère sud. De plus, dans les couches d'air à une hauteur de la surface terrestre jusqu'à plusieurs centaines de mètres, le vent a un terme dirigé vers le centre du cyclone le long du gradient barique (dans le sens de la pression décroissante). La valeur du terme diminue avec la hauteur.

Représentation schématique du processus de formation des cyclones (flèches noires) dû à la rotation de la Terre (flèches bleues).

Un cyclone n'est pas seulement l'opposé d'un anticyclone, il a un mécanisme d'apparition différent. Des cyclones apparaissent constamment et naturellement du fait de la rotation de la Terre, grâce à la force de Coriolis. Une conséquence du théorème du point fixe de Brouwer est la présence d'au moins un cyclone ou anticyclone dans l'atmosphère.

Il existe deux principaux types de cyclones - extratropicaux et tropicaux. Les premiers se forment aux latitudes tempérées ou polaires et ont un diamètre de plusieurs milliers de kilomètres au début du développement, et jusqu'à plusieurs milliers dans le cas du cyclone dit central. Parmi les cyclones extratropicaux, on distingue les cyclones du sud, qui se forment à la frontière sud des latitudes tempérées (Méditerranée, Balkans, mer Noire, sud de la Caspienne, etc.) et se déplacent vers le nord et le nord-est. Les cyclones du Sud ont des réserves d'énergie colossales ; C'est avec les cyclones du sud du centre de la Russie et de la CEI que les précipitations, vents, orages, grains et autres phénomènes météorologiques les plus importants sont associés.

Les cyclones tropicaux se forment aux latitudes tropicales et sont plus petits (des centaines, rarement plus d'un millier de kilomètres), mais ont des gradients bariques plus importants et des vitesses de vent atteignant les niveaux d'avant la tempête. Ces cyclones sont également caractérisés par le soi-disant. "l'œil de la tempête" - une zone centrale d'un diamètre de 20 à 30 km avec un temps relativement clair et calme. Les cyclones tropicaux peuvent se transformer en cyclones extratropicaux au cours de leur développement. En dessous de 8-10 ° de latitude nord et sud, les cyclones se produisent très rarement et dans le voisinage immédiat de l'équateur, ils ne se produisent pas du tout.

Les cyclones se produisent non seulement dans l'atmosphère terrestre, mais aussi dans les atmosphères d'autres planètes. Par exemple, dans l'atmosphère de Jupiter, la soi-disant Grande Tache Rouge a été observée pendant de nombreuses années, qui est, apparemment, un anticyclone à longue durée de vie.