Considérez les forces qui affectent le volume d'air et déterminent son mouvement dans la direction horizontale, le long de la surface de la terre.

Force de gradient de pression

Le gradient de pression est une force (PG) qui agit dans une direction allant d'une pression plus élevée vers une pression plus basse. Il servira généralement de l'impulsion initiale pour le mouvement de l'air.

Force de Coriolis

La force de Coriolis (CF) agit sur l'air en mouvement vers la droite dans l'hémisphère nord (vers la gauche dans l'hémisphère sud) par rapport à la direction de son mouvement.

Forces de friction

Deux forces sont principalement considérées : la force de friction contre la surface sous-jacente (traînée), qui ralentit le mouvement de l'air en surface proche, et la force de friction contre la couche d'air supérieure, qui, en raison du mouvement plus rapide, au contraire, accélère le volume d'air. Sa valeur, restant généralement inférieure à la valeur de la friction contre la surface, dépend de la stratification. Si la stratification est stable, la force de friction contre la couche supérieure est faible car il y a peu de mélange entre les couches. Si la stratification est instable, alors la force de friction contre la couche d'air supérieure augmente en raison d'un mélange intense.

La magnitude de la force résultante est déterminée par le rapport des forces de friction mentionnées. En l'absence de forces de friction, l'air se déplacera de manière à maintenir l'égalité de deux forces : la force de gradient de pression et la force de Coriolis. Un tel mouvement de l'air, ou vent, est appelé vent géostrophique.

Le vent en altitude

Les vents géostrophiques sont les courants d'air réels présents au-dessus de nos têtes. Après tout, à partir d'environ 500 à 1000 mètres d'altitude, la force de friction contre la surface sous-jacente peut être négligée. Le vent géostrophique est souvent appelé différemment : synoptique, de gradient, de fond, en altitude, météorologiste, et à un examen plus approfondi, tous ces concepts sont légèrement différents les uns des autres. Mais le plus souvent, ces termes désignent le flux d'air conditionné par la distribution spatiale de la pression atmosphérique, qui reflète la situation synoptique qui existe sur le territoire donné (zone maritime).

Peu importe à quel point le vent géostrophique peut nous sembler éloigné (en effet, car le vent soufflant à une altitude de 500 mètres n'est pas toujours le vent qui détermine le champ de vent en surface), son importance est énorme. Le mouvement des nuages de basse altitude situés à des hauteurs de 0 à 2 km, à partir desquels nous pouvons juger du temps le plus proche, est presque entièrement déterminé par les courants d'air géostrophiques. Et les changements météorologiques pour les prochains jours sont largement déterminés par les vents en haute altitude (5-10 km), dans la dynamique desquels l'équilibre géostrophique joue également un rôle important. De plus, les caractéristiques du vent géostrophique sont les principaux composants des modèles de prévision, sur la base desquels nous obtenons ensuite des informations sur le vent au sol.

La distribution spatiale de la pression atmosphérique sur les cartes météorologiques synoptiques est illustrée par des isobares. Ce sont des lignes, à chaque point desquelles la pression atmosphérique, échelonnée au niveau de la mer et exprimée en hectopascals (hPa), a des valeurs égales.

Comme la force de gradient de pression est normale aux isobares (de haute pression à basse pression), le flux d'air géostrophique est parallèle à eux. Sa vitesse est d'autant plus grande que le gradient de pression est plus grand, c'est-à-dire que les isobares sont plus proches les uns des autres. Avec une telle dépendance du vent géostrophique sur le champ de pression atmosphérique dans les régions avec une pression atmosphérique relativement élevée, ou, comme on les appelle en météorologie, des anticyclones (hautes pressions), il y a une circulation de l'air dirigée autour de leur centre dans le sens des aiguilles d'une montre dans l'hémisphère nord. Dans l'hémisphère sud, l'air se déplace dans le sens inverse des aiguilles d'une montre dans les anticyclones.

Dans les cyclones, zones avec une pression relativement basse (cyclone, dépression, basse pression), le mouvement de l'air autour de leurs parties centrales se produit dans le sens inverse, c'est-à-dire dans le sens inverse des aiguilles d'une montre dans l'hémisphère nord et dans le sens des aiguilles d'une montre dans l'hémisphère sud.

Comme les cyclones sont responsables de l'aggravation du temps (intensification du vent et des précipitations), lorsqu'on est en mer, il est conseillé de connaître l'emplacement de leur centre. Même sans carte synoptique, il n'est pas difficile de le faire en observant attentivement la direction du vent dans l'espace ouvert ou le mouvement des nuages de bas niveau (0-2 km). En se souvenant que les nuages se déplacent dans la direction du vent géostrophique, tournez de sorte que leur mouvement soit de gauche à droite. Ensuite, vous ferez face à une zone de basse pression et, si elle apparaît dans la partie ouest du firmament, attendez-vous à un temps qui se dégrade.

Évidemment, il ne faut pas oublier que cette règle ne sera vraie que pour l'hémisphère nord. pour l'hémisphère sud, vous devez tourner de sorte que les nuages se déplacent dans la direction opposée, c'est-à-dire de droite à gauche.

En fait, strictement parlant, dans les anticyclones et les cyclones, le vent n'est pas purement géostrophique. Comme le flux d'air est impliqué, dans les deux cas, dans un mouvement de rotation autour de leurs centres, une autre force - centrifuge - apparaît dans l'équilibre des forces. Le vent qui se forme dans ce cas est appelé vent de gradient. Comme dans la grande majorité des cas les isobares ne sont pas rectilignes et que la force centrifuge est presque toujours présente, il serait plus correct de nommer le vent en haute altitude, qui n'est pas influencé par la surface sous-jacente, un vent de gradient.

Vent de surface

Évidemment, lorsque nous considérons le vent près de la surface terrestre, la force de friction doit être ajoutée à l'équilibre des forces. Il est clair que plus elle est grande, plus la vitesse du flux d'air est faible. Mais l'effet de la force de friction ne se limite pas à cela, son apparition conduit au fait que l'équilibre des forces est déjà déterminé par trois forces : la force de gradient de pression, la force de Coriolis et la force de friction. Par conséquent, en conséquence, le flux d'air commence à dévier vers la gauche, dans le sens inverse des aiguilles d'une montre (retour) par rapport à la direction du vent géostrophique (dans l'hémisphère nord). Dans l'hémisphère sud, la déviation sera vers la droite, c'est-à-dire dans le sens des aiguilles d'une montre (virage). Plus la quantité ou l'angle de déviation est grande, plus la force de friction est grande.

De quoi dépend la force de friction ? Tout d'abord, elle dépend de l'effet de freinage de la surface sous-jacente, ou de sa rugosité. Plus la rugosité est grande, plus la force de friction est grande. Sur terre, la force de friction est plus grande que sur l'eau. Par conséquent,

De plus, dans les zones d'eau près de la côte, il y a souvent des zones d'eau douce qui s'écoulent des estuaires et qui, selon les saisons de l'année, ont une température différente par rapport à celle de l'eau de mer. En automne et en hiver, elle est généralement plus froide que l'eau de mer, et en été, si la rivière n'est pas montagneuse et a une embouchure étendue, où il y a un chauffage intense, l'eau de la rivière est, au contraire, beaucoup plus chaude.

Sur les zones d'eau à marées élevées, la distribution de l'eau douce de rivière sur la zone côtière est soumise aux cycles des marées. À marée basse, l'eau de rivière sera observée près du rivage, et si elle est froide, avec un affaiblissement notable du vent, tandis qu'à marée haute, la zone d'eau sera occupée par une eau de mer plus chaude, accompagnée d'une augmentation du vent. Un changement similaire de la température de l'eau, entraînant un renforcement ou un affaiblissement du vent, se produit lors de l'échange d'eau en raison des courants à travers les détroits.

Bien sûr, le facteur naturel du changement (augmentation) de la température de surface de la mer est le réchauffement de l'eau dans de vastes eaux peu profondes. Par exemple, la différence entre la température de l'eau sur les hauts-fonds des récifs coralliens et la température de l'eau dans la zone d'eau océanique profonde adjacente peut dépasser 3-5°C. En conséquence, sur les hauts-fonds des récifs, il y a une augmentation significative de la vitesse du vent par rapport au vent sur l'océan ouvert.

Un autre groupe de causes de changements de température de l'eau de surface comprend les processus hydrodynamiques. Par exemple, la baisse souvent observée de la température de l'eau en été sur de nombreuses côtes marines est communément associée au phénomène de ressac. Cela se produit lorsque le vent soufflant depuis le rivage pendant plusieurs jours pousse l'eau chaude de surface en mer ouverte, et la masse d'eau froide du fond remonte pour la remplacer depuis les profondeurs.

La remontée d'eau froide profonde à la surface est appelée upwelling en océanologie. Ce phénomène a généralement une origine dynamique. Par exemple, une baisse notable de la température de l'eau est observée en raison du mélange vertical de la colonne d'eau derrière divers obstacles rencontrés sur le chemin des courants marins : hauts-fonds, caps ou péninsules. En conséquence, l'eau de surface relativement chaude se mélange avec l'eau plus froide située en profondeur, la température en surface baisse, et des zones de vent affaibli se forment sur de telles zones.

Tous les exemples ci-dessus indiquent que la surface sous-jacente a un effet significatif sur le flux d'air qui la survole. Cela peut se faire à la fois directement, de manière purement mécanique, par la force de friction de surface, et indirectement, de manière plus complexe, par l'influence sur la structure de la couche de surface de l'atmosphère et la caractéristique de sa stabilité. Le contraste des conditions de vent en raison de ces processus peut être significatif.