La circulation générale de l'atmosphère est la circulation des masses d'air qui s'étend sur toute la planète. Ils sont porteurs de divers éléments et énergies dans toute l'atmosphère.
Le placement intermittent et saisonnier de l'énergie thermique provoque des courants d'air. Cela conduit à un chauffage différent du sol et de l'air dans diverses zones.
C'est pourquoi l'influence solaire est à l'origine du mouvement des masses d'air et de la circulation atmosphérique. Le trafic aérien sur notre planète est complètement différent - atteignant plusieurs mètres ou dizaines de kilomètres.
Le schéma le plus simple et le plus compréhensible pour la circulation de l'atmosphère du bal a été créé il y a de nombreuses années et est utilisé aujourd'hui. Le mouvement des masses d'air est invariable et non-stop, elles se déplacent autour de notre planète, créant un cercle vicieux. La vitesse de déplacement de ces masses est directement liée au rayonnement solaire, à l'interaction avec l'océan et à l'interaction de l'atmosphère avec le sol.
Les mouvements atmosphériques sont causés par l'instabilité de la répartition de la chaleur solaire sur toute la planète. L'alternance de masses d'air opposées - chaudes et froides - leurs sauts constants de haut en bas, forme divers systèmes de circulation.
La chaleur est obtenue par l'atmosphère de trois manières - en utilisant le rayonnement solaire, à l'aide de la condensation de la vapeur et de l'échange de chaleur avec la couverture terrestre.
L'air humide est également important pour saturer l'atmosphère de chaleur. La zone tropicale de l'océan Pacifique joue un rôle énorme dans ce processus.
Courants d'air dans l'atmosphère
(Courants d'air dans l'atmosphère terrestre)
Les masses d'air diffèrent dans leur composition, selon le lieu d'origine. Les flux d'air sont divisés en 2 critères principaux - continentaux et maritimes. Les continentales se forment au-dessus de la couverture du sol, elles sont donc peu humidifiées. Les marines, en revanche, sont très humides.
Les principaux courants d'air de la Terre sont les alizés, les cyclones et les anticyclones.
Les alizés se forment sous les tropiques. Leur mouvement est dirigé vers les territoires équatoriaux. Cela est dû aux différences de pression - à l'équateur, il est faible et sous les tropiques, il est élevé.
(Les alizés (alizés) sont affichés en rouge sur le diagramme)
La formation de cyclones se produit au-dessus de la surface des eaux chaudes. Les masses d'air se déplacent du centre vers les bords. Leur influence est caractérisée par de fortes précipitations et des vents violents.
Les cyclones tropicaux agissent sur les océans dans les territoires équatoriaux. Ils se forment à tout moment de l'année, provoquant des ouragans et des tempêtes.
Les anticyclones se forment sur les continents où l'humidité est faible, mais où l'énergie solaire est suffisante. Les masses d'air dans ces courants se déplacent des bords vers la partie centrale, où elles se réchauffent et diminuent progressivement. C'est pourquoi les cyclones apportent un temps clair et calme.
Les moussons sont des vents variables qui changent de direction selon les saisons.
Les masses d'air secondaires, telles que les typhons et les tornades, les tsunamis, sont également distinguées.
est un facteur important dans la formation du climat. Elle s'exprime par le mouvement de divers types de masses d'air.
masses d'air- Ce sont les parties mobiles de la troposphère, différant les unes des autres par la température et l'humidité. Les masses d'air sont maritime Et continental.
Des masses d'air maritime se forment au-dessus des océans. Ils sont plus humides que les continents qui se forment sur la terre.
Dans diverses zones climatiques de la Terre, leurs propres masses d'air se forment: équatorial, tropical, tempéré, arctique Et Antarctique.
En se déplaçant, les masses d'air conservent longtemps leurs propriétés et déterminent donc la météo des lieux où elles arrivent.
Masses d'air arctiques formé sur l'océan Arctique (en hiver - et sur le nord des continents de l'Eurasie et de l'Amérique du Nord). Ils se caractérisent par une basse température, une faible humidité et une grande transparence à l'air. Les intrusions de masses d'air arctique dans les latitudes tempérées provoquent un refroidissement brutal. Dans le même temps, le temps est généralement clair et partiellement nuageux. Lorsqu'elles pénètrent profondément dans le continent vers le sud, les masses d'air arctique se transforment en air continental sec des latitudes tempérées.
Arctique continental des masses d'air se forment au-dessus de l'Arctique glacé (dans ses parties centrale et orientale) et au-dessus de la côte nord des continents (en hiver). Leurs caractéristiques sont des températures de l'air très basses et une faible teneur en humidité. L'invasion des masses d'air arctiques continentales sur le continent entraîne un refroidissement sévère par temps clair.
Arctique marin les masses d'air se forment dans des conditions plus chaudes: au-dessus de la zone d'eau libre de glace avec une température de l'air plus élevée et une forte teneur en humidité - c'est l'Arctique européen. Les intrusions de telles masses d'air sur le continent en hiver provoquent même un réchauffement.
Un analogue de l'air arctique de l'hémisphère nord dans l'hémisphère sud sont Masses d'air de l'Antarctique. Leur influence s'étend dans une plus large mesure aux surfaces maritimes adjacentes et rarement à la marge sud du continent sud-américain.
Modérer L'air (polaire) est l'air des latitudes tempérées. Des masses d'air modérées pénètrent dans les latitudes polaires, subtropicales et tropicales.
Continental tempéré les masses d'air en hiver apportent généralement un temps clair avec de fortes gelées, et en été - assez chaud, mais nuageux, souvent pluvieux, avec des orages.
tempéré marin les masses d'air sont transportées vers le continent par les vents d'ouest. Ils se distinguent par une humidité élevée et des températures modérées. En hiver, les masses d'air maritime tempérées apportent un temps nuageux, de fortes pluies et des dégels, et en été - une grande nébulosité, des pluies et des chutes de température.
tropical des masses d'air se forment aux latitudes tropicales et subtropicales, et en été - dans les régions continentales au sud des latitudes tempérées. L'air tropical pénètre dans les latitudes tempérées et équatoriales. La chaleur est une caractéristique commune de l'air tropical.
Tropical continental les masses d'air sont sèches et poussiéreuses, et masses d'air tropical maritime- humidité élevée.
l'air équatorial, originaire de la région de la dépression équatoriale, très chaude et humide. En été, dans l'hémisphère nord, l'air équatorial, se déplaçant vers le nord, est aspiré dans le système de circulation des moussons tropicales.
Masses d'air équatoriales formé dans la zone équatoriale. Ils se distinguent par des températures et une humidité élevées tout au long de l'année, et cela s'applique aux masses d'air qui se forment à la fois sur la terre et sur l'océan. Par conséquent, l'air équatorial n'est pas divisé en sous-types marins et continentaux.
L'ensemble du système des courants d'air dans l'atmosphère s'appelle circulation générale de l'atmosphère.
front atmosphérique
Les masses d'air se déplacent constamment, changeant leurs propriétés (se transformant), mais des frontières plutôt nettes subsistent entre elles - des zones de transition de plusieurs dizaines de kilomètres de large. Ces zones frontalières sont appelées fronts atmosphériques et se caractérisent par un état instable de température, d'humidité de l'air, .
L'intersection d'un tel front avec la surface terrestre est appelée première ligne atmosphérique.
Lorsqu'un front atmosphérique traverse une zone, les masses d'air changent et, par conséquent, le temps change.
Les précipitations frontales sont typiques des latitudes tempérées. Dans la zone des fronts atmosphériques, de vastes formations nuageuses d'une longueur de milliers de kilomètres apparaissent et des précipitations se produisent. Comment surviennent-ils ? Le front atmosphérique peut être considéré comme la limite de deux masses d'air, qui est inclinée par rapport à la surface terrestre selon un très petit angle. L'air froid est à côté de l'air chaud et au-dessus sous la forme d'un léger coin. Dans ce cas, l'air chaud monte dans le coin d'air froid et se refroidit, approchant la saturation. Des nuages se forment d'où tombent les précipitations.
Si le front se déplace vers l'air froid qui se retire, un réchauffement se produit ; un tel front s'appelle chaleureux. front froid, au contraire, il se déplace vers le territoire occupé par l'air chaud (Fig. 1).
Riz. 1. Types de fronts atmosphériques : a - front chaud ; b - front froid
Depuis que je suis enfant, je suis fasciné par les mouvements invisibles qui nous entourent : une douce brise faisant tourbillonner des feuilles d'automne dans une cour exiguë, ou un puissant cyclone hivernal. Il s'avère que ces processus ont des lois physiques tout à fait compréhensibles.
Quelles sont les forces qui font bouger les masses d'air
L'air chaud est plus léger que l'air froid - ce principe simple peut expliquer le mouvement de l'air sur la planète. Tout commence à l'équateur. Ici, les rayons du soleil tombent à angle droit sur la surface de la Terre et une petite particule d'air équatorial reçoit un peu plus de chaleur que les particules voisines. Cette particule chaude devient plus légère que les particules voisines, ce qui signifie qu'elle commence à flotter jusqu'à ce qu'elle perde toute sa chaleur et recommence à couler. Mais un mouvement descendant s'opère déjà dans les trentièmes latitudes de l'hémisphère nord ou sud.
S'il n'y avait pas de forces supplémentaires, l'air se déplacerait de l'équateur vers les pôles. Mais il n'y a pas une, mais plusieurs forces à la fois qui font bouger les masses d'air :
- Le pouvoir de la flottabilité. Lorsque l'air chaud monte et que l'air froid reste bas.
- Force de Coriolis. Je vous en parle un peu plus bas.
- Le relief de la planète. Combinaisons de mers et d'océans, de montagnes et de plaines.
La force déflectrice de la rotation de la Terre
Ce serait plus facile pour les météorologues si notre planète ne tournait pas. Mais elle tourne ! Cela génère la force de déviation de la rotation de la Terre ou la force de Coriolis. En raison du mouvement de la planète, cette particule d'air très "légère" est non seulement déplacée, disons, vers le nord, mais se déplace également vers la droite. Ou il est forcé vers le sud et dévie vers la gauche.
C'est ainsi que naissent les vents constants de direction ouest ou est. Peut-être avez-vous entendu parler du courant des Vents d'Ouest ou des Quarantièmes Rugissants ? Ces mouvements constants de l'air sont précisément dus à la force de Coriolis.
Mers et océans, montagnes et plaines
Le relief apporte la confusion finale. La répartition des terres et des océans modifie la circulation classique. Ainsi, dans l'hémisphère sud, il y a beaucoup moins de terres que dans le nord, et rien n'empêche l'air de se déplacer sur la surface de l'eau dans la direction dont il a besoin, il n'y a pas de montagnes ou de grandes villes, tandis que l'Himalaya change radicalement la circulation de l'air dans leur domaine.
Outre la latitude géographique, un important facteur de formation du climat est la circulation atmosphérique, c'est-à-dire le mouvement des masses d'air.
masses d'air- des volumes d'air importants dans la troposphère, qui possède certaines propriétés (température, teneur en humidité), en fonction des caractéristiques de la région de sa formation et se déplaçant dans son ensemble.
La longueur de la masse d'air peut atteindre des milliers de kilomètres et, vers le haut, elle peut s'étendre jusqu'à la limite supérieure de la troposphère.
Les masses d'air sont divisées en deux groupes selon la vitesse de déplacement: mobile et local. en mouvement les masses d'air, en fonction de la température de la surface sous-jacente, sont divisées en chaud et froid. Masse d'air chaud - se déplaçant sur une surface sous-jacente froide, masse froide - se déplaçant sur une surface plus chaude. Les masses d'air locales sont des masses d'air qui ne changent pas de position géographique pendant longtemps. Ils peuvent être stables et instables selon la saison, ainsi que secs et humides.
Il existe quatre principaux types de masses d'air : équatoriale, tropicale, tempérée, arctique (antarctique). De plus, chacun des types est divisé en sous-types: marin et continental, différant par l'humidité. Par exemple, la masse arctique maritime se forme au-dessus des mers du nord - les mers de Barents et Blanche, se caractérise, comme la masse d'air continentale, mais avec une humidité légèrement accrue. (voir figure 1).
Riz. 1. Zone de formation des masses d'air arctiques
Le climat de la Russie forme, à un degré ou à un autre, toutes les masses d'air, à l'exception de la masse équatoriale.
Considérez les propriétés des différentes masses circulant sur le territoire de notre pays. Arctique la masse d'air se forme principalement au-dessus de l'Arctique dans les latitudes polaires, caractérisées par de basses températures en hiver et en été. Il a une faible humidité absolue et une humidité relative élevée. Cette masse d'air domine toute l'année dans la zone arctique et en hiver, elle se déplace vers le subarctique. Modérer la masse d'air se forme dans les latitudes tempérées, où la température change selon la saison : relativement élevée en été, relativement basse en hiver. Selon les saisons de l'année, l'humidité dépend aussi du lieu de formation. Cette masse d'air domine la zone tempérée. En partie, sur le territoire de la Russie est dominé par tropical masses d'air. Ils se forment sous les latitudes tropicales et ont une température élevée. L'humidité absolue dépend du lieu de formation et l'humidité relative est généralement faible (voir figure 2).
Riz. 2. Caractéristiques des masses d'air
Le passage de diverses masses d'air sur le territoire de la Russie provoque une différence de temps. Par exemple, toutes les "vagues froides" de notre pays venant du nord sont des masses d'air arctique, et des masses d'air tropicales d'Asie Mineure ou, parfois, d'Afrique du Nord viennent au sud de la partie européenne (elles apportent un temps chaud et sec ).
Considérez comment les masses d'air circulent sur le territoire de notre pays.
Circulation atmosphérique est un système de mouvement des masses d'air. Distinguer la circulation générale de l'atmosphère à l'échelle du globe entier et la circulation locale de l'atmosphère sur des territoires et des plans d'eau particuliers.
Le processus de circulation des masses d'air fournit de l'humidité au territoire et affecte également la température. Les masses d'air se déplacent sous l'influence des centres de pression atmosphérique, et les centres changent en fonction de la saison. C'est pourquoi la direction des vents dominants, qui amènent des masses d'air sur le territoire de notre pays, change. Par exemple, la Russie européenne et les régions occidentales de la Sibérie sont sous l'influence de vents d'ouest constants. Avec eux viennent des masses d'air marin modérées des latitudes tempérées. Ils se forment au-dessus de l'Atlantique (Voir figure 3).
Riz. 3. Mouvement des masses d'air marins modérés
Lorsque le transport d'ouest s'affaiblit, la masse d'air arctique s'accompagne des vents du nord. Il apporte une forte vague de froid, des gelées de début d'automne et de fin de printemps. (voir figure 4).
Riz. 4. Mouvement de la masse d'air arctique
L'air tropical continental sur le territoire de la partie asiatique de notre pays provient d'Asie centrale ou du nord de la Chine, et il arrive dans la partie européenne du pays de la péninsule d'Asie Mineure ou même d'Afrique du Nord, mais le plus souvent cet air est formé sur le territoire de l'Asie du Nord, du Kazakhstan, de la plaine caspienne. Ces zones se trouvent dans la zone climatique tempérée. Cependant, l'air au-dessus d'eux se réchauffe très fortement en été et acquiert les propriétés d'une masse d'air tropicale. La masse d'air modérée continentale prévaut toute l'année dans les régions occidentales de la Sibérie, de sorte que les hivers sont clairs et glacials et les étés assez chauds. Même au-dessus de l'océan Arctique, le Groenland a des hivers plus chauds.
En raison du fort refroidissement de la partie asiatique de notre pays, une zone de fort refroidissement se forme en Sibérie orientale (zone de haute pression - ). Son centre est situé dans les régions de Transbaïkalie, de la République de Touva et du nord de la Mongolie. L'air continental très froid s'y propage dans différentes directions. Elle étend son influence sur de vastes territoires. L'une de ses directions est le nord-est jusqu'à la côte des Chukchi, la seconde - à l'ouest à travers le nord du Kazakhstan et le sud de la plaine russe (Europe de l'Est) jusqu'à environ 50ºN. Un temps clair et glacial s'installe avec une petite quantité de neige. En été, du fait du réchauffement, le maximum asiatique (anticyclone sibérien) disparaît et une dépression s'installe. (Voir figure 5).
Riz. 5. Anticyclone sibérien
L'alternance saisonnière des zones de haute et basse pression forme la circulation de mousson de l'atmosphère en Extrême-Orient. Il est important de réaliser qu'en traversant certains territoires, les masses d'air peuvent changer en fonction des propriétés de la surface sous-jacente. Ce processus est appelé transformation des masses d'air. Par exemple, la masse d'air arctique, étant sèche et froide, en traversant le territoire de la plaine d'Europe de l'Est (russe), se réchauffe et devient très sèche et chaude dans la région de la plaine caspienne, ce qui provoque des vents secs.
Élevé asiatique, ou, comme on l'appelle, l'anticyclone sibérien est une zone de haute pression qui se forme au-dessus de l'Asie centrale et de la Sibérie orientale. Il se manifeste en hiver et se forme à la suite du refroidissement du territoire dans des conditions de taille énorme et de relief creux. Dans la partie centrale du maximum sur la Mongolie et la Sibérie méridionale, la pression en janvier atteint parfois 800 mm Hg. Art. C'est la plus haute pression enregistrée sur terre. En hiver, le grand anticyclone sibérien s'étend ici, particulièrement stable de novembre à mars. L'hiver ici est si sans vent qu'avec peu de chutes de neige, les branches des arbres blanchissent longtemps à cause de la neige « inébranlable ». Les gelées d'octobre atteignent déjà -20 ... -30ºС, et en janvier elles atteignent souvent -60ºC. La température moyenne par mois descend à -43º, il fait particulièrement froid dans les basses terres, où l'air froid et lourd stagne. Lorsqu'il n'y a pas de vent, les fortes gelées ne sont pas si difficiles à supporter, mais à -50º, il est déjà difficile de respirer, des brouillards bas sont observés. De telles gelées rendent difficile l'atterrissage des avions.
Bibliographie
- Géographie de la Russie. Nature. Population. 1 heure 8e année / V.P. Dronov, I.I. Barinova, V.Ya Rom, A.A. Lobjanidzé.
- V.B. Piatounine, E.A. Douane. Géographie de la Russie. Nature. Population. 8e année.
- Atlas. Géographie de la Russie. démographique et économique. - M. : Outarde, 2012.
- V.P. Dronov, L.E. Savelyeva. UMK (ensemble pédagogique-méthodique) "SPHERES". Manuel « Russie : nature, population, économie. 8e année". Atlas.
- Facteurs de formation du climat et circulation atmosphérique ().
- Propriétés des masses d'air qui forment le climat de la Russie ().
- Transfert ouest des masses d'air ().
- Masses d'air ().
- Circulation atmosphérique ().
Devoirs
- Quel type de transfert de masse d'air domine dans notre pays ?
- Quelles sont les propriétés des masses d'air et de quoi dépendent-elles ?
Le mouvement des masses d'air
Tout l'air terrestre circule en permanence entre l'équateur et les pôles. L'air chauffé à l'équateur monte, se divise en deux parties, une partie commence à se déplacer vers le pôle nord, l'autre partie - vers le pôle sud. En atteignant les pôles, l'air se refroidit. Aux pôles, il se tord et tombe.
Figure 1. Le principe de l'air tourbillonnant
Il s'avère que deux énormes tourbillons, dont chacun couvre tout l'hémisphère, les centres de ces tourbillons sont situés aux pôles.
Après être descendu aux pôles, l'air commence à reculer vers l'équateur; à l'équateur, l'air chauffé monte. Puis se déplace à nouveau vers les pôles.
Dans les basses couches de l'atmosphère, le mouvement est un peu plus compliqué. Dans les couches inférieures de l'atmosphère, l'air de l'équateur, comme d'habitude, commence à se déplacer vers les pôles, mais au 30e parallèle, il tombe. Une partie de celui-ci retourne à l'équateur, où il remonte, l'autre partie, après avoir redescendu au 30e parallèle, continue de se diriger vers les pôles.
Figure 2. Mouvement de l'air dans l'hémisphère Nord
Notion de vent
Vent - le mouvement de l'air par rapport à la surface terrestre (composante horizontale de ce mouvement), on parle parfois de vent ascendant ou descendant, compte tenu de sa composante verticale.
Vitesse du vent
Estimation de la vitesse du vent en points, la soi-disant Échelle de Beaufort, selon laquelle toute la gamme des vitesses de vent possibles est divisée en 12 gradations. Cette échelle relie la force du vent à ses divers effets, tels que le degré d'agitation de la mer, le balancement des branches et des arbres, la propagation de la fumée des cheminées, etc. Chaque gradation sur l'échelle de Beaufort a un nom spécifique. Ainsi, le zéro de l'échelle de Beaufort correspond au calme, c'est-à-dire absence totale de vent. Un vent de 4 points, selon Beaufort, est dit modéré et correspond à une vitesse de 5 à 7 m/s ; à 7 points - fort, à une vitesse de 12-15 m/s ; à 9 points - par une tempête, à une vitesse de 18-21 m/s ; enfin, un vent de 12 points Beaufort est déjà un ouragan, à une vitesse supérieure à 29 m/s . Près de la surface de la terre, vous devez le plus souvent faire face à des vents dont la vitesse est de l'ordre de 4 à 8 m/s et dépasse rarement 12 à 15 m/s, mais néanmoins, dans les tempêtes et les ouragans des latitudes tempérées, les vitesses peuvent dépasser 30 m/s, et dans certaines rafales atteignent 60 m/s. Dans les ouragans tropicaux, la vitesse du vent atteint 65 m/s, et les rafales individuelles - jusqu'à 100 m/s. Dans les tourbillons à petite échelle (tornades, caillots de sang), des vitesses supérieures à 100 m / s sont possibles courants dans la haute troposphère et dans la basse stratosphère, la vitesse moyenne du vent sur une longue période et sur une grande surface peut atteindre 70 à 100 m / s . La vitesse du vent près de la surface de la terre est mesurée par des anémomètres de différentes conceptions. Les instruments de mesure du vent dans les stations au sol sont installés à une hauteur de 10 à 15 m au-dessus de la surface de la terre.
| Tableau 1. ÉNERGIE ÉOLIENNE. | |||
| Échelle de Beaufort pour déterminer la force du vent | |||
| Points | Signalisation visuelle à terre | Vitesse du vent, km/h | Termes qui définissent la force du vent |
| Calmement; la fumée monte verticalement | Moins de 1,6 | Calmer | |
| La direction du vent est perceptible par la déviation de la fumée, mais pas par la girouette | 1,6–4,8 | Silencieux | |
| Le vent est ressenti par la peau du visage ; les feuilles bruissent; faire tourner des girouettes ordinaires | 6,4–11,2 | Facile | |
| Les feuilles et les petites brindilles sont en mouvement constant ; agitant des drapeaux lumineux | 12,8–19,2 | Faible | |
| Le vent soulève la poussière et les papiers ; les branches fines se balancent | 20,8–28,8 | Modérer | |
| Les arbres feuillus se balancent; des ondulations apparaissent sur terre | 30,4–38,4 | Frais | |
| Les branches épaisses se balancent ; le sifflement du vent se fait entendre dans les fils électriques ; difficile de tenir un parapluie | 40,0–49,6 | Fort | |
| Les troncs d'arbres se balancent ; difficile d'aller contre le vent | 51,2–60,8 | Fort | |
| Les branches des arbres se cassent ; presque impossible d'aller contre le vent | 62,4–73,6 | Très fort | |
| Dommages mineurs ; le vent arrache les capots de fumée et les tuiles des toits | 75,2–86,4 | Orage | |
| Rarement sur terrain sec. Les arbres sont déracinés. Dommages importants aux bâtiments | 88,0–100,8 | Gros orage | |
| Il est très rare sur la terre ferme. Accompagné de destructions sur une vaste zone | 102,4–115,2 | Tempête violente | |
| Destruction sévère (les scores 13-17 ont été ajoutés par le US Weather Bureau en 1955 et sont utilisés dans les échelles américaines et britanniques) | 116,8–131,2 | ouragan | |
| 132,8–147,2 | |||
| 148,8–164,8 | |||
| 166,4–182,4 | |||
| 184,0–200,0 | |||
| 201,6–217,6 | |||
Direction du vent
La direction du vent fait référence à la direction d'où il souffle. Vous pouvez indiquer cette direction en nommant soit le point à l'horizon d'où souffle le vent, soit l'angle formé par la direction du vent avec le méridien du lieu, c'est-à-dire son azimut. Dans le premier cas, on distingue huit points principaux de l'horizon : nord, nord-est, est, sud-est, sud, sud-ouest, ouest, nord-ouest. Et huit points intermédiaires entre eux : nord-nord-est, est-nord-est, est-sud-est, sud-sud-est, sud-sud-ouest, ouest-sud-ouest, ouest-nord-ouest, nord-nord-ouest. Les seize points indiquant la direction d'où souffle le vent ont des abréviations :
| Tableau 2. CHAMBRES ABRÉGÉES | |||||||
| À PARTIR DE | N | DANS | E | TU | S | O | |
| BCC | NNE | COUDRE | ESE | SSO | SSO | ZSZ | ONO |
| BC | NE | SE | SE | SW | SW | NO | NO |
| BCB | ENE | ESS | ESS | SW | WSW | MCV | NNO |
| N - nord, E - est, S - sud, W - ouest |
Circulation atmosphérique
Circulation atmosphérique - les observations météorologiques de l'état de la coquille d'air du globe - l'atmosphère - montrent qu'elle n'est pas du tout au repos : à l'aide de girouettes et d'anémomètres, on observe en permanence le transfert de masses d'air d'un endroit à un autre dans la forme du vent. L'étude des vents dans différentes parties du globe a montré que les mouvements de l'atmosphère dans les couches inférieures accessibles à notre observation sont d'une nature très différente. Il y a des endroits où les phénomènes du vent, ainsi que d'autres caractéristiques du temps, ont un caractère très prononcé de stabilité, un désir connu de constance. Dans d'autres régions, cependant, les vents changent de caractère si rapidement et souvent, leur direction et leur force changent si brusquement et soudainement, comme s'il n'y avait aucune loi dans leurs changements rapides. Cependant, avec l'introduction de la méthode synoptique pour étudier les changements météorologiques non périodiques, il est devenu possible de remarquer un lien entre la répartition de la pression et les mouvements des masses d'air; d'autres études théoriques par Ferrel, Guldberg et Mohn, Helmholtz, Bezold, Oberbeck, Sprung, Werner Siemens et d'autres météorologues ont expliqué où et comment les flux d'air apparaissent et comment ils se répartissent sur la surface de la terre et dans la masse de l'atmosphère. Une étude minutieuse des cartes météorologiques décrivant l'état de la couche inférieure de l'atmosphère - le temps à la surface même de la terre, a montré que la pression de l'atmosphère est répartie sur la surface de la terre de manière assez inégale, généralement sous la forme de zones avec pression inférieure ou supérieure à celle de la zone environnante ; selon le régime des vents qui s'y élèvent, ces zones sont de véritables tourbillons atmosphériques. Les zones de basse pression sont communément appelées dépressions barométriques, dépressions barométriques ou cyclones; les zones de haute pression sont appelées maxima barométriques ou anticyclones. Tout le temps dans la zone qu'ils occupent est étroitement lié à ces régions, ce qui diffère fortement pour les régions de basse pression du temps dans les régions de pression relativement élevée. Se déplaçant le long de la surface de la terre, les régions mentionnées portent également avec elles leur climat caractéristique et, par leurs mouvements, provoquent ses changements non périodiques. Une étude plus approfondie de ces zones et d'autres a conduit à la conclusion que ces types de distribution de la pression atmosphérique peuvent encore avoir un caractère différent en termes de capacité à maintenir leur existence et à changer leur position à la surface de la terre, ils diffèrent par une stabilité très différente : il existe des minima barométriques et des maxima temporaires et permanents. Alors que les premiers - les tourbillons - sont temporaires et ne présentent pas une stabilité suffisante et changent plus ou moins rapidement de place à la surface de la terre, s'intensifiant ou s'affaiblissant et, finalement, se désintégrant complètement dans des périodes de temps relativement courtes, les zones de maxima constants et les minima ont une stabilité extrêmement élevée et sont maintenus pendant très longtemps, sans changements significatifs, au même endroit. Bien sûr, la stabilité du temps et la nature des courants d'air dans la zone qu'ils occupent sont étroitement liées à la stabilité différente de ces régions : des anticyclones et des dépressions constants correspondront à la fois à un temps constant et stable et à un système défini et immuable de des vents qui restent à leur place pendant des mois ; les tourbillons temporaires, avec leurs mouvements et changements rapides et constants, provoquent un temps extrêmement changeant et un système de vent très instable pour une zone donnée. Ainsi, dans la couche inférieure de l'atmosphère, près de la surface terrestre, les mouvements de l'atmosphère se distinguent par une grande diversité et complexité, et, de plus, ils ne possèdent pas toujours et partout une stabilité suffisante, surtout dans les régions où les tourbillons d'un le caractère temporaire prédomine. Quels seront les mouvements des masses d'air dans les couches un peu plus élevées de l'atmosphère, les observations ordinaires ne disent rien ; seules les observations des mouvements des nuages permettent de penser qu'à une certaine hauteur au-dessus de la surface de la terre, tous les mouvements des masses d'air en général sont quelque peu simplifiés, plus précis et plus uniformes. En attendant, les faits ne manquent pas indiquant l'énorme influence des couches supérieures de l'atmosphère sur le temps dans les couches inférieures : il suffit, par exemple, de souligner que la direction du mouvement des tourbillons temporels est, apparemment, en proportion directe avec le mouvement des couches supérieures de l'atmosphère. Par conséquent, avant même que la science ne commence à disposer d'un nombre suffisant de faits pour résoudre le problème des mouvements des hautes couches de l'atmosphère, certaines théories sont déjà apparues qui tentaient de combiner toutes les observations individuelles sur les mouvements des couches inférieures. de l'air et créer un schéma général de l'atmosphère centrale ; telle était, par exemple, la théorie de l'atmosphère atmosphérique de Maury. Mais, jusqu'à ce qu'un nombre suffisant de faits aient été recueillis, jusqu'à ce que la relation entre la pression de l'air en ces points et ses mouvements soit complètement clarifiée, jusque-là de telles théories, basées plus sur des hypothèses que sur des données réelles, ne pouvaient donner une idée réelle de \u200b\u200bque ce qui peut réellement se passer dans l'atmosphère. Seulement vers la fin du XIXème siècle dernier. suffisamment de faits ont été accumulés pour cela, et la dynamique de l'atmosphère s'est développée à un point tel qu'il est devenu possible de donner une image réelle, et non devinée, de l'atmosphère centrale. L'honneur de résoudre le problème de la circulation générale des masses d'air dans l'atmosphère appartient au météorologue américain Guillaume Ferrel- une solution si générale, complète et vraie que tous les chercheurs ultérieurs dans ce domaine n'ont fait que développer des détails ou apporter d'autres ajouts aux idées principales de Ferrel. La principale cause de tous les mouvements dans l'atmosphère est le réchauffement inégal de divers points de la surface de la terre par les rayons du soleil. L'inégalité de chauffage entraîne l'apparition d'une différence de pression sur des points différemment chauffés ; et le résultat de la différence de pression sera toujours et invariablement le mouvement des masses d'air des endroits de haute pression aux endroits de basse pression. Par conséquent, en raison du fort réchauffement des latitudes équatoriales et de la très basse température des pays polaires dans les deux hémisphères, l'air adjacent à la surface de la terre doit commencer à se déplacer. Si, selon les observations disponibles, nous calculons les températures moyennes de différentes latitudes, alors l'équateur se révélera en moyenne 45 ° plus chaud que les pôles. Pour déterminer la direction du mouvement, il est nécessaire de tracer la répartition de la pression à la surface de la Terre et dans la masse de l'atmosphère. Afin d'exclure la répartition inégale de la terre et de l'eau sur la surface de la terre, ce qui complique grandement tous les calculs, Ferrel a fait l'hypothèse que la terre et l'eau sont uniformément réparties le long des parallèles, et a calculé les températures moyennes de divers parallèles, la diminution de la température lorsqu'il s'élève à une certaine hauteur au-dessus de la surface de la terre et de la pression au fond; et puis, à partir de ces données, il a déjà calculé la pression à d'autres hauteurs. Le petit tableau suivant présente le résultat des calculs de Ferrel et donne la répartition de la pression en moyenne sur les latitudes à la surface de la terre et aux altitudes de 2000 et 4000 m.
| Tableau 3. RÉPARTITION DE LA PRESSION PAR LATITUDE À LA SURFACE DE LA TERRE ET À 2000 ET 4000 M | ||||||||
| Pression moyenne dans l'hémisphère nord | ||||||||
| Aux latitudes : | 80 ○ | 70 ○ | 60 ○ | 50 ○ | 40 ○ | 30 ○ | 20 ○ | 10 ○ |
| Au niveau de la mer | 760,5 | 758,7 | 758,7 | 760,07 | 762,0 | 761,7 | 759,2 | 757,9 |
| A 2000m d'altitude | 582,0 | 583,6 | 587,6 | 593,0 | 598,0 | 600,9 | 600,9 | 600,9 |
| A 4000m d'altitude | 445,2 | 446,6 | 451,9 | 457,0 | 463,6 | 468,3 | 469,9 | 470,7 |
| Pression moyenne dans l'hémisphère sud | ||||||||
| Aux latitudes : | (équateur) | 10 ○ | 20 ○ | 30 ○ | 40 ○ | 50 ○ | 60 ○ | 70 ○ |
| Au niveau de la mer | 758,0 | 759,1 | 761,7 | 763,5 | 760,5 | 753,2 | 743,4 | 738,0 |
| A 2000m d'altitude | 601,1 | 601,6 | 602,7 | 602,2 | 597,1 | 588,0 | 577,0 | 569,9 |
| A 4000m d'altitude | 471,0 | 471,1 | 471,1 | 469,3 | 463,1 | 453,7 | 443,9 | 437,2 |
Si nous laissons de côté pour le moment la couche la plus basse de l'atmosphère, où la répartition de la température, de la pression et aussi des courants est très inégale, alors à une certaine hauteur, comme on peut le voir sur la tablette, en raison du courant ascendant de de l'air chauffé près de l'équateur, on trouve sur ce dernier une pression accrue, décroissant uniformément vers les pôles et atteignant ici sa plus petite valeur. Avec une telle répartition de la pression à ces hauteurs au-dessus de la surface de la terre, un flux grandiose devrait se former, couvrant tout l'hémisphère et reliant les masses d'air chaud et chauffé s'élevant près de l'équateur aux centres de basse pression, aux pôles. Si l'on tient également compte de l'action déflectrice de la force centrifuge résultant de la rotation quotidienne de la terre autour de son axe, qui devrait dévier tout corps en mouvement vers la droite de sa direction d'origine dans les hémisphères nord, vers la gauche dans les hémisphères sud , puis aux hauteurs en question dans chaque hémisphère, le flux résultant se transformera, évidemment, en un énorme tourbillon, transportant des masses d'air dans la direction du sud-ouest au nord-est dans l'hémisphère nord, du nord-ouest au sud-est - dans le hémisphère sud.
Les observations sur le mouvement des cirrus et autres confirment ces conclusions théoriques. Au fur et à mesure que les cercles de latitudes se rétrécissent, à l'approche des pôles, la vitesse de déplacement des masses d'air dans ces tourbillons augmentera, mais jusqu'à une certaine limite; puis il devient plus permanent. Près du pôle, les masses d'air entrantes devraient descendre, laissant place à l'air nouvellement entrant, formant un flux descendant, puis devraient refluer vers l'équateur. Entre les deux courants, il doit y avoir à une certaine hauteur une couche d'air neutre au repos. En dessous, cependant, un transfert aussi correct des masses d'air des pôles vers l'équateur n'est pas observé: la plaque précédente montre que dans la couche d'air inférieure, la pression de l'atmosphère sera la plus élevée au fond, pas aux pôles, comme il se doit avec la distribution correcte correspondant à celle du haut. La pression la plus élevée dans la couche inférieure tombe à une latitude d'environ 30°-35° dans les deux hémisphères ; par conséquent, à partir de ces centres de pression accrue, les courants inférieurs seront dirigés à la fois vers les pôles et vers l'équateur, formant deux systèmes de vent séparés. La raison de ce phénomène, également expliquée théoriquement par Ferrel, est la suivante. Il s'avère qu'à une certaine hauteur au-dessus de la surface de la terre, en fonction du changement de latitude du lieu, de l'amplitude du gradient et du coefficient de frottement, la composante méridienne de la vitesse des masses d'air peut tomber à 0. Cela est précisément ce qui se passe à des latitudes d'env. 30°-35° : ici, à une certaine hauteur, non seulement pour cette raison il n'y a pas de mouvement d'air vers les pôles, mais même en raison de son apport continu de l'équateur et des pôles, son accumulation, qui conduit à une augmentation de la pression en dessous de ces latitudes . Ainsi, à la surface même de la terre dans chaque hémisphère, comme déjà mentionné, deux systèmes de courants apparaissent: de 30 ° aux pôles, soufflent des vents, dirigés en moyenne du sud-ouest au nord-est dans le nord, du nord-ouest au sud-est dans le hémisphère sud; de 30° à l'équateur, les vents soufflent du NE au SW dans l'hémisphère nord, du SE au NW dans l'hémisphère sud. Ces deux derniers systèmes de vents soufflant dans les deux hémisphères entre l'équateur et une latitude de 31° forment, pour ainsi dire, un large anneau séparant les deux tourbillons grandioses dans les couches inférieure et moyenne de l'atmosphère, transportant l'air de l'équateur vers les pôles. (voir aussi Pression atmosphérique). Là où se forment des courants d'air ascendants et descendants, des accalmies sont observées; telle est précisément l'origine des zones de silence équatoriales et tropicales ; une ceinture de silence similaire doit, selon Ferrel, exister aussi aux pôles.
Où, cependant, le flux d'air inverse, se propageant des pôles à l'équateur le long du fond, va-t-il ? Mais il faut tenir compte du fait qu'à mesure qu'on s'éloigne des pôles, les dimensions des cercles de latitudes, et, par conséquent, les étendues de ceintures d'égale largeur, occupées par les masses d'air en expansion, augmentent rapidement ; que la vitesse des courants doit rapidement décroître en raison inverse de l'augmentation de ces surfaces ; qu'aux pôles, enfin, l'air, très raréfié dans les couches supérieures, descend enfin d'en haut, dont le volume diminue très vite à mesure que la pression augmente vers le bas. Toutes ces raisons expliquent pleinement pourquoi il est difficile, voire directement impossible, de suivre ces courants inférieurs inverses à quelque distance des pôles. C'est, en termes généraux, le schéma de l'atmosphère générale circulante, en supposant une distribution uniforme de la terre et de l'eau le long des parallèles, donné par Ferrel. Les observations le confirment pleinement. Ce n'est que dans la couche inférieure de l'atmosphère que les courants d'air, comme le souligne Ferrel lui-même, seront beaucoup plus compliqués que ce schéma précisément à cause de la répartition inégale de la terre et de l'eau, et de l'inégalité de leur chauffage par les rayons du soleil et de leur refroidissement en l'absence ou diminution de l'ensoleillement; les montagnes et les collines ont également un effet significatif sur le mouvement des couches les plus basses de l'atmosphère.
Une étude attentive des déplacements de l'atmosphère près de la surface terrestre montre en général que les systèmes de vortex représentent la forme principale de tels déplacements. Partant de tourbillons grandioses, embrassant, selon Ferrel, chaque hémisphère entier, tourbillons, comment peut-on les appeler Premier ordre, près de la surface de la terre, on doit observer successivement des systèmes de tourbillons de taille décroissante, jusqu'à et y compris des tourbillons élémentaires petits et simples. Du fait de l'interaction d'écoulements différents dans leurs vitesses et leurs directions dans la région des tourbillons de premier ordre, près de la surface terrestre, tourbillons du second ordre- les maxima et minima barométriques constants et temporaires mentionnés au début de cet article, représentant dans leur origine, pour ainsi dire, une dérivée des tourbillons précédents. L'étude de la formation des orages a conduit A. V. Klossovsky et d'autres chercheurs à la conclusion que ces phénomènes ne sont rien de plus que de structure similaire, mais de taille incomparablement plus petite par rapport aux précédents, tourbillons du troisième ordre. Ces tourbillons apparaissent, semble-t-il, aux abords des minima barométriques (tourbillons de second ordre) exactement de la même manière qu'autour d'une grande dépression formée sur l'eau par une rame avec laquelle on rame en naviguant en bateau, de petits tourbillons se forment, très tournoyant et disparaissant rapidement. Exactement de la même manière, les minima barométriques du second ordre, qui sont de puissantes circulations d'air, forment au cours de leur mouvement des circulations d'air plus petites, qui, par rapport au minimum qui les forme, ont de très petites dimensions.
Si ces tourbillons sont accompagnés de phénomènes électriques, qui peuvent souvent être causés par les conditions correspondantes de température et d'humidité dans l'air s'écoulant vers le centre du minimum barométrique par le bas, alors ils apparaissent sous la forme de tourbillons d'orage, accompagnés des habituels phénomènes de décharge électrique, de tonnerre et de foudre. Si les conditions ne sont pas favorables au développement des phénomènes orageux, on observe ces tourbillons du troisième ordre sous forme d'orages rapidement transitoires, de grains, d'averses, etc. Il y a cependant tout lieu de penser que ces trois catégories, si différentes à l'échelle du phénomène, les mouvements tourbillonnaires des atmosphères ne sont pas épuisés. La structure des tornades, caillots sanguins et autres phénomènes montre que dans ces phénomènes nous avons aussi affaire à de véritables tourbillons ; mais la taille de ceux-ci tourbillons du quatrième ordre encore moins, encore plus insignifiant que les tourbillons d'orage. L'étude des mouvements de l'atmosphère nous conduit donc à la conclusion que les mouvements des masses d'air s'effectuent majoritairement, sinon exclusivement, par la génération de tourbillons. Apparaissant sous l'influence de conditions purement thermiques, les tourbillons du premier ordre, couvrant tout l'hémisphère, donnent naissance à des tourbillons de plus petite taille près de la surface terrestre ; ceux-ci, à leur tour, sont la cause de tourbillons encore plus petits. Il y a une sorte de différenciation graduelle des tourbillons plus grands en plus petits ; mais le caractère de base de tous ces systèmes de vortex reste exactement le même, du plus grand au plus petit en taille, même dans les tornades et les caillots sanguins.
Concernant les tourbillons de second ordre - maxima et minima barométriques permanents et temporaires - il reste à dire ce qui suit. Les investigations de Hofmeyer, Teisserand de Bohr et Hildebrandson ont mis en évidence une relation étroite entre l'émergence et surtout le mouvement des hauts et des bas temporels avec les changements subis par les hauts et les bas permanents. Le simple fait que ces derniers, avec tous les changements possibles du temps dans les régions qui les entourent, changent très peu leurs limites ou leurs contours, indique qu'il s'agit ici de causes permanentes qui se situent au-dessus de l'influence des facteurs météorologiques ordinaires. D'après Teisserand de Bor, les différences de pression dues à un échauffement ou à un refroidissement irrégulier de diverses parties de la surface terrestre, résumées sous l'influence d'une augmentation continue du facteur primaire sur une période de temps plus ou moins longue, donnent lieu à de fortes variations barométriques. maxima et minima. Si la cause primaire agit continuellement ou assez longtemps, le résultat de son action sera des systèmes de vortex permanents et stables. Ayant atteint une certaine taille et une intensité suffisante, ces maxima et minima constants sont déjà des déterminants ou des régulateurs du temps dans de vastes zones de leur circonférence. Ces grands maxima et minima permanents ont récemment reçu, lorsque leur rôle dans les phénomènes météorologiques des pays qui les entourent, est devenu clair, le nom centres d'action de l'atmosphère. En raison de l'invariance de la configuration de la surface terrestre et de la continuité consécutive de l'action de la cause première qui les fait naître, la position de ces maxima et minima sur le globe est tout à fait définie et invariable dans une certaine mesure. Mais, selon diverses conditions, leurs limites et leur intensité peuvent varier dans certaines limites. Et ces changements dans leur intensité et leurs contours, à leur tour, devraient se refléter dans le temps non seulement des pays voisins, mais parfois même assez éloignés. Ainsi, les études de Teisserand de Bora ont pleinement établi la dépendance du temps en Europe à l'un des centres d'action suivants : les anomalies de nature négative, accompagnées d'une baisse de température par rapport à la normale, sont causées par le renforcement et l'expansion de le maximum sibérien ou par le renforcement et le chevauchement du maximum des Açores ; les anomalies de nature positive - avec une augmentation de la température par rapport à la normale - sont directement dépendantes du mouvement et de l'intensité de la dépression islandaise. Hildebrandson est allé encore plus loin dans cette direction et a tenté avec succès de relier les changements d'intensité et de mouvement des deux centres atlantiques nommés avec des changements non seulement dans l'anticyclone sibérien, mais aussi dans les centres de pression de l'océan Indien.
masses d'air
Les observations météorologiques se sont généralisées dans la seconde moitié du XIXe siècle. Ils étaient nécessaires pour compiler des cartes synoptiques montrant la distribution de la pression atmosphérique et de la température, du vent et des précipitations. À la suite de l'analyse de ces observations, une idée de masses d'air s'est développée. Ce concept a permis de combiner des éléments individuels, d'identifier diverses conditions météorologiques et de donner des prévisions météorologiques.
masse d'air on appelle un grand volume d'air, ayant des dimensions horizontales de plusieurs centaines ou milliers de kilomètres et des dimensions verticales de l'ordre de 5 km, caractérisé par une uniformité approximative de température et d'humidité et se déplaçant comme un système unique dans l'un des courants du circulation générale de l'atmosphère (GCA)
L'homogénéité des propriétés de la masse d'air est obtenue par sa formation sur une surface sous-jacente homogène et dans des conditions de rayonnement similaires. De plus, de telles conditions de circulation sont nécessaires dans lesquelles la masse d'air persisterait longtemps dans la zone de formation.
Les valeurs des éléments météorologiques dans la masse d'air changent de manière insignifiante - leur continuité est préservée, les gradients horizontaux sont faibles. Dans l'analyse des champs météorologiques, tant que l'on reste dans une masse d'air donnée, il est possible d'appliquer une interpolation graphique linéaire avec une approximation suffisante lors du dessin, par exemple, des isothermes.
Une forte augmentation des gradients horizontaux des valeurs météorologiques, approchant une transition brusque d'une valeur à une autre, ou du moins un changement de l'amplitude et de la direction des gradients se produit dans la transition (zone frontale) entre deux masses d'air. La température pseudopotentielle de l'air, qui reflète à la fois la température réelle de l'air et son humidité, est considérée comme la caractéristique la plus caractéristique d'une masse d'air.
Température de l'air pseudopotentiel - la température que prendrait l'air pendant le processus adiabatique, si d'abord toute la vapeur d'eau qu'il contient se condensait à une pression en baisse illimitée et tombait hors de l'air et que la chaleur latente libérée irait chauffer l'air, puis la l'air serait mis sous pression standard.
Puisqu'une masse d'air plus chaude est généralement aussi plus humide, la différence des températures pseudopotentielles de deux masses d'air voisines est beaucoup plus grande que la différence de leurs températures réelles. Cependant, la température pseudopotentielle change lentement avec l'altitude dans une masse d'air donnée. Cette propriété permet de déterminer la stratification des masses d'air les unes au-dessus des autres dans la troposphère.
L'échelle des masses d'air
Les masses d'air sont du même ordre que les courants principaux de la circulation générale de l'atmosphère. L'étendue linéaire des masses d'air dans le sens horizontal se mesure en milliers de kilomètres. Verticalement, les masses d'air s'étendent sur plusieurs kilomètres de la troposphère, parfois jusqu'à sa limite supérieure.
Lors de circulations locales, telles que, par exemple, des brises, des vents de vallée de montagne, des foehns, l'air dans le flux de circulation est également plus ou moins isolé dans ses propriétés et son mouvement de l'atmosphère environnante. Cependant, dans ce cas, il est impossible de parler de masses d'air, car l'échelle des phénomènes ici sera différente.
Par exemple, une bande couverte par une brise peut avoir une largeur de seulement 1 à 2 dizaines de kilomètres et ne recevra donc pas une réflexion suffisante sur une carte synoptique. La puissance verticale du courant de brise est également égale à plusieurs centaines de mètres. Ainsi, avec des circulations locales, on n'a pas affaire à des masses d'air indépendantes, mais seulement à un état perturbé au sein des masses d'air sur une courte distance.
Les objets résultant de l'interaction des masses d'air - zones de transition (surfaces frontales), systèmes nuageux frontaux de nébulosité et de précipitations, perturbations cycloniques, ont le même ordre de grandeur que les masses d'air elles-mêmes - sont comparables en superficie avec de grandes parties des continents ou océans et leur existence temporelle - plus de 2 jours ( languette. 4):
La masse d'air a des limites claires qui la séparent des autres masses d'air.
Les zones de transition entre masses d'air aux propriétés différentes sont appelées surfaces avant.
Dans la même masse d'air, l'interpolation graphique peut être utilisée avec une approximation suffisante, par exemple, lors du dessin d'isothermes. Mais lors du passage dans la zone frontale d'une masse d'air à une autre, l'interpolation linéaire ne donnera plus une idée correcte de la répartition réelle des éléments météorologiques.
Les centres de formation des masses d'air
La masse d'air acquiert des caractéristiques claires au centre de la formation.
La source de formation des masses d'air doit répondre à certaines exigences:
Homogénéité de la surface sous-jacente de l'eau ou de la terre, de sorte que l'air de la source soit soumis à des influences suffisamment similaires.
Homogénéité des conditions de rayonnement.
Conditions de circulation qui contribuent au stationnement de l'air dans la zone.
Les centres de formation sont généralement des zones où l'air descend puis se propage dans une direction horizontale - les systèmes anticycloniques répondent à cette exigence. Les anticyclones sont plus souvent sédentaires que les cyclones, de sorte que la formation de masses d'air se produit généralement dans des anticyclones sédentaires étendus (quasi-stationnaires).
De plus, les dépressions thermiques sédentaires et diffuses qui se produisent sur les terres chauffées répondent aux exigences de la source.
Enfin, la formation d'air polaire se produit en partie dans la haute atmosphère dans des cyclones centraux bas, étendus et profonds aux latitudes élevées. Dans ces systèmes bariques, la transformation (transformation) de l'air tropical attiré vers les hautes latitudes de la haute troposphère en air polaire a lieu. Tous les systèmes bariques répertoriés peuvent également être appelés centres de masses d'air, non pas d'un point de vue géographique, mais d'un point de vue synoptique.
Classification géographique des masses d'air
Les masses d'air sont classées, tout d'abord, selon les centres de leur formation, en fonction de leur emplacement dans l'une des zones latitudinales - latitudes arctiques ou antarctiques, polaires ou tempérées, tropicales et équatoriales.
Selon la classification géographique, les masses d'air peuvent être divisées en principaux types géographiques selon les zones latitudinales dans lesquelles se trouvent leurs centres :
Air arctique ou antarctique (AB),
Air polaire ou tempéré (PV ou SW),
Air Tropical (TV). Ces masses d'air sont en outre divisées en masses d'air maritime (m) et continentale (c) : mAV et cAV, mUV et kUV (ou mPV et kPV), mTV et kTV.
Masses d'air équatoriales (EW)
Quant aux latitudes équatoriales, il y a convergence (convergence des flux) et remontée d'air, donc les masses d'air situées au-dessus de l'équateur sont généralement amenées de la zone subtropicale. Mais parfois, des masses d'air équatoriales distinctes sont distinguées.
Parfois, en plus des centres au sens exact du terme, il existe des zones où en hiver les masses d'air se transforment d'un type à l'autre lorsqu'elles se déplacent. Ce sont les zones de l'Atlantique au sud du Groenland et de l'océan Pacifique au-dessus des mers de Béring et d'Okhotsk, où le MW se transforme en MW, les zones au-dessus du sud-est de l'Amérique du Nord et au sud du Japon dans l'océan Pacifique, où le HF se transforme en MW pendant la mousson d'hiver, et une zone du sud de l'Asie où le CPV asiatique se transforme en air tropical (également dans le flux de mousson)
Transformation des masses d'air
Lorsque les conditions de circulation changent, la masse d'air dans son ensemble se déplace du centre de sa formation vers les zones voisines, en interaction avec d'autres masses d'air.
En se déplaçant, la masse d'air commence à changer ses propriétés - elles dépendront déjà non seulement des propriétés de la source de formation, mais également des propriétés des masses d'air voisines, des propriétés de la surface sous-jacente sur laquelle passe la masse d'air , et aussi sur la durée écoulée depuis la formation de la masse d'air.
Ces influences peuvent entraîner des modifications de la teneur en humidité de l'air, ainsi qu'une modification de la température de l'air en raison du dégagement de chaleur latente ou de l'échange de chaleur avec la surface sous-jacente.
Le processus de modification des propriétés de la masse d'air est appelé transformation ou évolution.
La transformation associée au mouvement de la masse d'air est appelée dynamique. La vitesse de déplacement de la masse d'air à différentes hauteurs sera différente, la présence d'un changement de vitesse provoque un mélange turbulent. Si les couches d'air inférieures sont chauffées, une instabilité se produit et un mélange convectif se développe.