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10.8 : Mouvements et écoulements atmosphériques - Géosciences


Pression atmosphérique et vents

Quelques principes de base expliquent en grande partie comment et pourquoi l'air se déplace : L'air chaud qui monte crée un zone de basse pression au sol. L'air circule horizontalement au sommet de la troposphère; l'écoulement horizontal est appelé advection. Là où il atteint le sol, il crée un zone de haute pression. L'air circulant des zones de haute pression vers la basse pression crée les vents. L'air se déplaçant à la base des trois principales cellules de convection dans chaque hémisphère au nord et au sud de l'équateur crée les ceintures de vent mondiales.

Dans la troposphère se trouvent des cellules de convection. L'air qui se déplace horizontalement entre les zones de haute et basse pression fait vent. Plus la différence de pression entre les zones de pression est grande, plus le vent souffle rapidement.

La convection dans l'atmosphère crée le climat de la planète. Lorsque l'air chaud monte et se refroidit dans une zone de basse pression, il peut ne pas être en mesure de retenir toute l'eau qu'il contient sous forme de vapeur. Une partie de la vapeur d'eau peut se condenser pour former des nuages ​​ou des précipitations. Lorsque l'air frais descend, il se réchauffe. Puisqu'il peut alors contenir plus d'humidité, l'air descendant va évaporer l'eau sur le sol. L'air se déplaçant entre les grands systèmes de haute et de basse pression crée les ceintures de vent mondiales qui affectent profondément le climat régional. Les systèmes de pression plus petits créent des vents localisés qui affectent le temps et le climat d'une zone locale.

Vents locaux

Les vents locaux résultent du mouvement de l'air entre de petits systèmes de basse et de haute pression. Les cellules haute et basse pression sont créées par une variété de conditions. Certains vents locaux ont des effets très importants sur la météo et le climat de certaines régions.

Les brises de terre et de mer

Formation de la brise marine

Comme l'eau a une chaleur spécifique très élevée, elle maintient bien sa température. Ainsi, l'eau chauffe et se refroidit plus lentement que la terre. S'il y a une grande différence de température entre la surface de la mer (ou un grand lac) et la terre à côté, des régions de haute et basse pression se forment. Cela crée des vents locaux.

Les brises de mer souffle de l'océan plus frais sur les terres plus chaudes en été. Où est la zone de haute pression et où est la zone de basse pression ?

Les brises de mer soufflent à environ 10 à 20 km (6 à 12 miles) par heure et la température de l'air abaisse de 5 à 10 degrés C (9 à 18 degrés F).

Les brises de terre souffle de la terre à la mer en hiver. Où est la zone de haute pression et où est la zone de basse pression ? Un peu d'air plus chaud provenant de l'océan monte puis descend sur la terre ferme, ce qui fait augmenter la température de la terre.

Les brises de terre et de mer créent le climat agréable pour lequel la Californie du Sud est connue. L'effet des brises de terre et de mer ne se fait sentir qu'à environ 50 à 100 km (30 à 60 miles) à l'intérieur des terres. Ce même effet de refroidissement et de réchauffement se produit dans une moindre mesure le jour et la nuit, car la terre se réchauffe et se refroidit plus rapidement que l'océan.

Vents de mousson

Mousson les vents sont des versions à plus grande échelle des brises de terre et de mer ; ils soufflent de la mer sur la terre en été et de la terre sur la mer en hiver. Les vents de mousson se produisent là où les terres d'été très chaudes se trouvent à côté de la mer. Les orages sont fréquents pendant les moussons. La mousson la plus importante au monde se produit chaque année sur le sous-continent indien. Plus de deux milliards d'habitants de l'Inde et de l'Asie du Sud-Est dépendent des pluies de mousson pour leur eau potable et d'irrigation. À l'époque des voiliers, les changements saisonniers des vents de mousson transportaient des marchandises entre l'Inde et l'Afrique.

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Brises de montagne et de vallée

Les différences de température entre les montagnes et les vallées créent des brises de montagne et de vallée. Pendant la journée, l'air sur les pentes des montagnes est plus chauffé que l'air à la même altitude au-dessus d'une vallée adjacente. Au fur et à mesure que la journée avance, l'air chaud monte et attire l'air frais de la vallée, créant un brise de la vallée. La nuit, les pentes des montagnes se refroidissent plus rapidement que la vallée voisine, ce qui provoque une brise de montagne couler en descente.

Vents catabatiques

Vents catabatiques monter et descendre des pentes, mais ce sont des brises de montagne et de vallée plus fortes. Les vents catabatiques se forment sur une zone de haute terre, comme un haut plateau. Le plateau est généralement entouré de presque tous côtés par des montagnes. En hiver, le plateau se refroidit. L'air au-dessus du plateau se refroidit et descend du plateau à travers les trous dans les montagnes. La vitesse du vent dépend de la différence de pression atmosphérique sur le plateau et sur les environs. Les vents catabatiques se forment sur de nombreuses zones continentales. Des vents catabatiques extrêmement froids soufflent sur l'Antarctique et le Groenland.

Vents quinnat

Les vents quinnat, aussi appelé vents de Foehn, se développent lorsque l'air est forcé au-dessus d'une chaîne de montagnes. Cela se produit, par exemple, lorsque les vents d'ouest amènent l'air de l'océan Pacifique au-dessus des montagnes de la Sierra Nevada en Californie. Au fur et à mesure que l'air relativement chaud et humide monte du côté au vent des montagnes, il se refroidit et se contracte. Si l'air est humide, il peut former des nuages ​​et laisser tomber de la pluie ou de la neige. Lorsque l'air descend du côté sous le vent des montagnes, il forme une zone de haute pression. Le côté au vent d'une chaîne de montagnes est le côté qui reçoit le vent; le côté sous le vent est le côté où l'air descend. L'air descendant se réchauffe et crée des vents forts et secs. Les vents quinnat peuvent augmenter les températures de plus de 20oC (36oF) en une heure et ils diminuent rapidement l'humidité. La neige du côté sous le vent de la montagne disparaît et fond rapidement. Si les précipitations tombent à mesure que l'air monte au-dessus des montagnes, l'air sera sec car il descendra sous le vent. Cet air sec et descendant provoque une effet d'ombre de pluie, qui crée de nombreux déserts du monde.

Vents de Santa Ana

Les vents de Santa Ana sont créés à la fin de l'automne et en hiver lorsque le Grand Bassin à l'est de la Sierra Nevada se refroidit, créant une zone de haute pression. Les hautes pressions forcent des vents descendants et dans le sens des aiguilles d'une montre (à cause de Coriolis). La pression de l'air augmente, donc la température augmente et l'humidité diminue. Les vents soufflent sur les déserts du sud-ouest, puis descendent et se dirigent vers l'ouest en direction de l'océan. L'air est forcé à travers des canyons coupant les montagnes San Gabriel et San Bernardino.

Les vents de Santa Ana arrivent souvent à la fin de la longue saison de sécheresse estivale en Californie. Les vents chauds et secs assèchent encore plus le paysage. Si un incendie se déclare, il peut se propager rapidement, provoquant des ravages à grande échelle.

Vents du désert

Les températures estivales élevées dans le désert créent des vents violents, qui sont souvent associés aux tempêtes de mousson. Les vents du désert ramassent la poussière parce qu'il n'y a pas autant de végétation pour retenir la saleté et le sable. UNE haboub se forme dans les courants descendants sur le front d'un orage. L'image de gauche est celle d'un nabab. Diables de poussière, également appelés tourbillons, se forment lorsque le sol devient si chaud que l'air au-dessus de lui se réchauffe et s'élève. L'air s'écoule dans la basse pression et commence à tourner. Les diables de poussière sont petits et de courte durée, mais ils peuvent causer des dommages.

Le 5 juillet 2011, Phoenix Arizona a connu un haboob à grande échelle qui a été capturé par de nombreuses personnes à l'aide de leurs smartphones et appareils photo. Regardez cette vidéo de cet événement.

Cette vidéo montre un diable en duo géant :

Un élément YouTube a été exclu de cette version du texte. Vous pouvez le consulter en ligne ici : http://pb.libretexts.org/pg/?p=222


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Tous les articles publiés par MDPI sont rendus immédiatement disponibles dans le monde entier sous une licence en libre accès. Aucune autorisation particulière n'est requise pour réutiliser tout ou partie de l'article publié par MDPI, y compris les figures et les tableaux. Pour les articles publiés sous licence Creative Common CC BY en libre accès, toute partie de l'article peut être réutilisée sans autorisation à condition que l'article original soit clairement cité.

Les articles de fond représentent la recherche la plus avancée avec un potentiel important d'impact élevé dans le domaine. Les articles de fond sont soumis sur invitation individuelle ou sur recommandation des éditeurs scientifiques et font l'objet d'un examen par les pairs avant leur publication.

L'article de fond peut être soit un article de recherche original, une nouvelle étude de recherche substantielle qui implique souvent plusieurs techniques ou approches, ou un article de synthèse complet avec des mises à jour concises et précises sur les derniers progrès dans le domaine qui passe systématiquement en revue les avancées les plus passionnantes dans le domaine scientifique. Littérature. Ce type d'article donne un aperçu des orientations futures de la recherche ou des applications possibles.

Les articles du Choix de l'éditeur sont basés sur les recommandations des éditeurs scientifiques des revues MDPI du monde entier. Les rédacteurs en chef sélectionnent un petit nombre d'articles récemment publiés dans la revue qui, selon eux, seront particulièrement intéressants pour les auteurs ou importants dans ce domaine. L'objectif est de fournir un aperçu de certains des travaux les plus passionnants publiés dans les différents domaines de recherche de la revue.


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Circulation atmosphérique

L'atmosphère terrestre est en mouvement perpétuel qui s'efforce d'éradiquer les différences constantes de température et de pression entre les différentes parties du globe. C'est ce mouvement qui produit les vents et les tempêtes que nous connaissons tous. Cette circulation joue un rôle fondamental dans le maintien d'un état stable dans le atmosphère et générer les zones climatiques qui caractérisent la Terre. Jusqu'à présent, nous avons considéré les mouvements ascendants qui transfèrent l'énergie de la surface à l'atmosphère.

La force de base provoquant le mouvement atmosphérique est la gradient de pression ce gradient résulte du réchauffement inégal de l'atmosphère par le rayonnement solaire. A l'équateur - le " foyer " de la circulation, comme on l'a appelé - le rayonnement solaire est converti en chaleur. L'air se dilate, monte et s'écoule vers les pôles. L'air froid et discret des pôles revient pour le remplacer. En profondeur, le flux est inversé. Tant que cet échauffement inégal se poursuit, le flux cellulaire se maintient.

La circulation de l'air dans les tropiques se compose de deux cellules. L'air souffle vers les basses pressions de l'équateur (le creux équatorial) à travers les mers subtropicales. L'air équatorial diverge alors et s'écoule vers les pôles, de sorte que le énergie potentielle est exporté vers une latitude plus élevée.

(JE) Le creux équatorial, qui est un creux de faible pression généralement situé près de l'équateur.

(II) Le alizés, qui se situe entre le creux équatorial et les anticyclones subtropicaux. Cette zone occupe près de la moitié du globe, une grande partie de l'océan, dans cette zone l'alizé constant fournit un climat stable et relativement constant.

(III) Le Westerlies se situe aux latitudes moyennes et produit cyclones et la mousson.

Le vent de surface de n'importe quel endroit peut être représenté par &ldquovent rose&rdquo qui représente la vitesse du vent, la direction, le pourcentage de la période calme au cours de la saison dans n'importe quel endroit. Il y a une variété d'événements météorologiques qui se produisent chaque année. Ce sont des inondations, des tornades, des ouragans, des blizzards ou encore des vagues de chaleur. Il convient en outre de noter que le temps est une description des conditions physiques dans l'atmosphère (humidité, température, pression, vent et précipitations), alors le climat est le modèle de temps dans une région sur de longues périodes. Les interactions des systèmes atmosphériques sont si complexes que les conditions climatiques ne sont jamais exactement les mêmes à un endroit donné d'un moment à l'autre. Bien qu'il soit possible de discerner des modèles de conditions moyennes au cours d'une saison, d'une année, d'une décennie ou d'un siècle, des fluctuations et des cycles complexes au sein des cycles rendent les généralisations difficiles et les prévisions hasardeuses. Nous nous demandons toujours si les anomalies des conditions météorologiques locales représentent des variations normales, une anomalie unique ou le début d'un déplacement vers une nouvelle région. Lorsque le changement climatique est progressif, les espèces peuvent avoir le temps de s'adapter ou de migrer vers des endroits plus appropriés. Lorsque le changement climatique est relativement brutal, de nombreux organismes sont incapables de réagir avant que les conditions dépassent leurs limites de tolérance, toute la communauté peut être détruite et si le changement climatique est généralisé, de nombreuses espèces peuvent disparaître.


10.9 Voyez comment le vent de gradient a un rôle dans la météo.

Notez que la vitesse du vent pour l'écoulement à gradient diffère de la vitesse du vent pour l'écoulement géostrophique. Voyons pourquoi. Commencez par le bilan géostrophique (Équation [10.36]) et réorganisez l'équation pour obtenir une expression de la vitesse du vent géostrophique :

V g = - 1 f ∂ Φ ∂ n MathType @ CDMT @ 5 @ 5 @ + = faaagCart1ev2aaaKnaaaaWenf2ys9wBH5garuavP1wzZbItLDhis9wBH5garmWu51MyVXgaruWqVvNCPvMCG4uz3bqee0evGueE0jxyaibaieYlf9irVeeu0dXdh9vqqj = hHeeu0xXdbba9frFj0 = OqFfea0dXdd9vqaq = JfrVkFHe9pgea0dXdar = Jb9hs0dXdbPYxe9vr0 = VR0 = vqpi0dc9GqpWqaaeaabiGaciaacaqabeaadaqaaqaaaOqaaiaadAhadaWgaaWcbaGaam4zaaqabaGccqGH9aqpcqGHsisldaWcaaqaaiaaigdaaeaacaWGMbaaamaalaaabaGaeyOaIyRaeuOPdyeabaGaeyOaIyRaamOBaaaaaaa @ @ 3DD9

Remplacement de la force du gradient de pression (∂ Φ ∂ n MathType @ CDMT @ 5 @ 5 @ + = faaagCart1ev2aaaKnaaaaWenf2ys9wBH5garuavP1wzZbItLDhis9wBH5garmWu51MyVXgaruWqVvNCPvMCG4uz3bqee0evGueE0jxyaibaieYlf9irVeeu0dXdh9vqqj = hHeeu0xXdbba9frFj0 = OqFfea0dXdd9vqaq = JfrVkFHe9pgea0dXdar = Jb9hs0dXdbPYxe9vr0 = VR0 = vqpi0dc9GqpWqaaeaabiGaciaacaqabeaadaqaaqaaaOqaamaalaaabaGaeyOaIyRaeuOPdyeabaGaeyOaIyRaamOBaaaaaaa @ @ 3813) avec -fVg dans l'équation d'équilibre du gradient résulte en une équation qui relie ces vitesses de gradient à la vitesse géostrophique :

V 2 R + f V - f V g = 0 o r V g V = 1 + V f R MathType @ CDMT @ 5 @ 5 @ + = faaagCart1ev2aaaKnaaaaWenf2ys9wBH5garuavP1wzZbItLDhis9wBH5garmWu51MyVXgaruWqVvNCPvMCG4uz3bqee0evGueE0jxyaibaieYlf9irVeeu0dXdh9vqqj = hHeeu0xXdbba9frFj0 = OqFfea0dXdd9vqaq = JfrVkFHe9pgea0dXdar = Jb9hs0dXdbPYxe9vr0 = VR0 = vqpi0dc9GqpWqaaeaabiGaciaacaqabeaadaqaaqaaaOqaamaalaaabaGaamODamaaBaaaleaacaWGibaabeaakmaaCaaaleqabaGaaGOmaaaaaOqaaiaadkfaaaGaey4kaSIaamOzaiaadAhadaWgaaWcbaGaamisaaqabaGccqGHsislcaWGMbGaamODamaaBaaaleaacaWGNbaabeaakiabg2da9iaaicdacaaMf8Uaam4BaiaadkhacaaMf8 + aaSaaaeaacaWG2bWaaSbaaSqaaiaadEgaaeqaaaGcbaGaamODamaaBaaaleaacaWGibaabeaaaaGccqGH9aqpcaaIXaGaey4kaSYaaSaaaeaacaWG2bWaaSbaaSqaaiaadIeaaeqaaaGcbaGaamOzaiaayIW7caWGsbaaaaaa @ 5158 @

Dans un bas régulier (milieu, figure ci-dessous), R > 0 pour que Vg> V. La vitesse dans une courbe autour d'une zone de basse pression est sous-géostrophique.

Dans un high régulier (à droite, figure ci-dessous), R < 0 pour que Vg< V. La vitesse dans une courbe autour d'une zone de haute pression est supergéostrophique.

Équilibre des forces (hémisphère nord)

*Représenté sous forme de cases avec des flèches*

Flèche PGF pointant vers le haut, flèche COR pointant vers le bas (environ la même taille que PGF), vg flèche pointant vers la droite

Sous-géostrophique dans un creux : Basse pression dans un creux avec une flèche verte en dessous pointant vers la droite

Supergéostrophique dans une crête : anticyclone sous une colline avec une flèche verte au-dessus pointant vers la droite

PGF vers le haut, COR vers le bas (plus petit que PGF), CENT vers le bas (plus petit que COR), vgr à droite (plus petit que géostrophique vg)

PGF vers le haut, CENT vers le haut (plus petit que PGF), COR vers le bas (plus grand que PGF), vgr ( plus grand que géostrophique vg)

Pense-y de cette façon. La force du gradient de pression est indépendante de la vitesse et est donc toujours là pour un gradient géopotentiel donné. Dans une dépression régulière, les forces centrifuge et de Coriolis, toutes deux dépendantes de la vitesse, s'additionnent pour égaler la force du gradient de pression, alors que pour l'écoulement géostrophique, seule la force de Coriolis le fait. Ainsi, la vitesse dans le cas de l'équilibre du gradient doit être inférieure à la vitesse géostrophique pour le même gradient géopotentiel.

Alors, comment les écoulements sous-géostrophiques et supergéostrophiques affectent-ils le temps ?

L'écoulement supergéostrophique autour des crêtes et l'écoulement sous-géostrophique autour des creux aident à expliquer les modèles de convergence et de divergence en altitude qui sont liés aux mouvements verticaux.

Regardez la figure ci-dessous, en commençant par la gauche. Passer d'un écoulement géostrophique dans la section droite à un écoulement supergéostrophique au sommet de la crête provoque une divergence en altitude. Cette divergence provoque une vitesse verticale ascendante, ce qui provoque une zone de basse pression et une convergence à la surface. Au fur et à mesure que l'air contourne le sommet de la crête, il ralentit pour devenir géostrophique, puis continue de ralentir encore plus à mesure que le flux devient sous-géostrophique autour du creux, provoquant ainsi une convergence en altitude. Cette convergence en altitude provoque une vitesse descendante, ce qui provoque une pression élevée et une divergence à la surface.

Gradient Wing & Divergence Patterns en altitude, basse et haute pression en surface

Schéma d'une forme d'onde. Il commence comme une zone de basse pression avec un vent géostrophique constant (vg) remontant le long de la vague, il est également étiqueté avec divergence, à la crête de la vague vent de gradient super géostrophique vgr est horizontale. La crête a également une courbure anticyclonique. L'onde se déplace ensuite vers le bas, dans une zone anticyclonique, étiquetée avec convergence jusqu'à ce qu'elle atteigne un creux à courbure cyclonique et à gradient subgéostropique aile vgr qui est représenté par une flèche horizontale. La vague se répète alors et vg remonte vers la crête à partir d'une zone de basse pression divergente.

Donc sous le vent d'un creux est l'emplacement privilégié pour la divergence en altitude, le mouvement ascendant et une dépression en surface. Sous le vent d'une crête est l'emplacement privilégié pour la convergence en altitude, le mouvement vers le bas et une surface élevée. Étant donné que des crêtes se forment autour de la haute pression en altitude et des creux autour de la basse pression en altitude, nous voyons que la haute en altitude est décalée par rapport à la basse de surface et la basse en altitude est décalée par rapport à la haute de surface.

Ainsi, l'écoulement sous-géostrophique et l'écoulement supergéostrophique en altitude sont directement liés à la formation du temps à la surface. D'autres facteurs comme le tourbillon sont également très importants. La vidéo ci-dessous (1:09) décrit comment le gradient de flux de vent en altitude peut affecter les conditions météorologiques en surface.

Voyons comment le gradient de flux de vent en altitude peut affecter les conditions météorologiques de surface. Regardez comment la vitesse change lorsque l'air circule autour de la crête, puis un creux en altitude. Initialement, la vitesse concerne l'écoulement géostrophique et linéaire. En contournant la crête, il accélère. Et puis ça ralentit à nouveau jusqu'à géostrophique dans la section droite. Au fur et à mesure qu'il traverse le creux, autour du loft à basse pression, il ralentit jusqu'à devenir subgéostrophique, puis accélère jusqu'à géostrophique dans la prochaine section droite. L'accélération provoque une divergence en altitude. Et le ralentissement provoque une convergence en altitude, comme vous l'avez appris à la neuvième leçon. Vous avez également vu comment la convergence en altitude peut entraîner une divergence à la surface. Cela contribue à une surface élevée. Et comment la divergence en altitude peut conduire à une convergence à la surface, ce qui contribue à un creux de surface. Ainsi, le gradient d'écoulement contribue au temps de surface. On voit souvent une dépression de surface se former du côté sous le vent d'un creux.


Voir la vidéo: QUEST-CE QUE LES GÉOSCIENCES? (Octobre 2021).