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10 : Circulation atmosphérique - Géosciences

10 : Circulation atmosphérique - Géosciences


10 : Circulation atmosphérique

Systèmes météorologiques de circulation atmosphérique - Chapitre 10, classe 11, géographie du NCERT

(i) Si la pression atmosphérique en surface est de 1 000 mb, la pression atmosphérique à 1 km au-dessus de la surface sera :

(a) 700 Mo (b) 1 100 Mo (c) 900 Mo (d) 1 300 Mo

(ii) La zone de convergence intertropicale se produit normalement :

(a) près de l'équateur (b) près du tropique du Cancer (c) près du tropique du Capricorne (d) près du cercle polaire arctique

(iii) La direction du vent autour d'une dépression dans l'hémisphère nord est :

(a) dans le sens des aiguilles d'une montre (b) perpendiculairement aux isobares (c) dans le sens anti-horaire (d) parallèle aux isobares

(iv) Laquelle des régions suivantes est la région source de la formation des masses d'air ?

(a) la forêt équatoriale (b) l'Himalaya (c) la plaine sibérienne (d) le plateau du Deccan

2. Répondez aux questions suivantes en 30 mots environ.

(i) Quelle est l'unité utilisée pour mesurer la pression ? Pourquoi la pression mesurée au niveau de la station est-elle réduite au niveau de la mer en préparation de cartes météorologiques ?

Rép. La pression est exprimée en millibars (mb) et pascals. Afin d'éliminer l'effet de l'altitude lors de la comparaison des différentes isobares, la pression mesurée au niveau de la station est réduite au niveau de la mer en préparation de cartes météorologiques.

(ii) Alors que la force du gradient de pression va du nord au sud, c'est-à-dire de la haute pression subtropicale à l'équateur dans l'hémisphère nord, pourquoi les vents sont-ils du nord-est dans les tropiques.

Rép. Les vents se déplacent toujours de la zone de haute pression à la zone de basse pression, c'est pourquoi la force du gradient de pression va du nord au sud. Et les vents du nord-est se déplacent vers la région sud-ouest.

(iii) Quels sont les vents géostrophiques ?

Rép. Les vents dans la haute atmosphère, c'est-à-dire à 2 – 3 km au-dessus de la surface, sont exempts de l'effet de friction de la terre. Ils sont totalement contrôlés par gradient de pression et force de Coriolis. Ces vents rectilignes et parallèles à l'isobare sont appelés vents géostrophiques.

(iv) Expliquez les brises de terre et de mer.

Rép. La terre et la mer ont des modes de chauffage différents. Pendant la journée, la terre se réchauffe plus vite et devient plus chaude que la mer. En raison de la température chaude au-dessus de la terre, l'air s'élève donnant lieu à une zone de basse pression. D'autre part, la mer est relativement fraîche et la pression sur la mer est relativement élevée. Ainsi, un gradient de pression de la mer à la terre est créé et le vent souffle de la mer à la terre sous forme de brise marine. La nuit, c'est l'inverse qui se produit. La terre perd de la chaleur plus rapidement et est plus froide que la mer. Le gradient de pression de nuit va de la terre à la mer et le vent souffle de la terre à la mer sous forme de brise de terre.

3. Répondez aux questions suivantes en 150 mots environ.

(i) Discuter des facteurs affectant la vitesse et la direction du vent.

Rép. Les facteurs affectant la vitesse et la direction du vent sont : -

  1. Gradient de pression Force – Les différences de pression atmosphérique produisent une force. Le taux de variation de la pression par rapport à la distance est le gradient de pression. Le gradient de pression est fort là où les isobares sont proches les unes des autres et faible là où les isobares sont éloignées.
  2. Force de friction – Elle affecte la vitesse du vent. Il est le plus important en surface et son influence s'étend généralement jusqu'à une altitude de 1 – 3 km. Sur la surface de la mer, la friction est minime.
  3. Force de Coriolis – La rotation de la terre dans son axe affecte la direction du vent. Cette force est appelée force de Coriolis. Il dévie le vent vers la droite dans l'hémisphère nord et vers la gauche dans l'hémisphère sud. La déviation est plus importante lorsque la vitesse du vent est élevée. Les forces de Coriolis sont maximales aux pôles et nulles ou absentes à l'équateur.

(ii) Dessinez un schéma simplifié pour montrer la circulation générale de l'atmosphère sur le globe. Quelles sont les raisons possibles de la formation d'anticyclones subtropicaux sur les latitudes 30o N et S ?

Rép. Le long de 30° N et 30° S existent des zones anticycloniques connues sous le nom d'anticyclones subtropicaux. Cette ceinture de pression n'est pas de nature permanente, elle oscille avec le mouvement du soleil. L'équateur est la région de haute isolation, il reçoit de nombreux rayons de soleil tout au long de l'année. En conséquence, l'équateur est une zone de basse pression. Le vent dans cette région se réchauffe et l'air chaud monte. Il monte à une hauteur de 14 km de la surface de la terre. L'air chaud se déplace vers 30° N et 30° S et descend au sol et forme un anticyclone subtropical.

Les raisons possibles de la formation de hautes pressions subtropicales sont : -

  • variation latitudinale du réchauffement atmosphérique (de l'équateur aux pôles)
  • émergence des bandes de pression (système HP et BP)
  • la migration des ceintures suivant la trajectoire du soleil (la température chaude fait monter l'air)
  • la répartition des continents et des océans (la terre se réchauffe plus vite que l'eau)
  • la rotation de la terre (force de Coriolis)

(iii) Pourquoi le cyclone tropical prend-il naissance au-dessus des mers ? Dans quelle partie du cyclone tropical soufflent les pluies torrentielles et les vents à grande vitesse et pourquoi ?

Rép. Les cyclones tropicaux se forment généralement sur de grandes étendues d'eau relativement chaude. Ils tirent leur énergie de l'évaporation de l'eau de la surface de l'océan, qui se recondense finalement en nuages ​​et en pluie lorsque l'air humide monte et se refroidit jusqu'à saturation.

Les cyclones tropicaux se formant entre 5 et 30 degrés nord latitude se déplacent généralement vers l'ouest. Parfois, les vents aux niveaux moyen et supérieur de l'atmosphère changent et dirigent le cyclone vers le nord et le nord-ouest. Lorsque les cyclones tropicaux atteignent des latitudes proches 30 degrés nord, ils se déplacent souvent vers le nord-est.

Les cyclones, qui traversent les 20 degrés de latitude nord, sont généralement plus destructeurs. Des pluies torrentielles dans des vents à grande vitesse se trouvent dans la zone autour de l'œil du cyclone. La vitesse du vent atteint souvent 250 km/h. Le diamètre de la tempête sur le golfe du Bengale, la mer d'Arabie et l'océan Indien est compris entre 600 et 1200 km. Le cyclone crée des ondes de tempête et ils inondent les basses terres côtières.


Solutions NCERT pour la classe 11 : systèmes météorologiques et de circulation atmosphérique Ch 10

Lorsque les isobares sont droites et qu'il n'y a pas de frottement, la force du gradient de pression est équilibrée par la force de Coriolis et le vent résultant souffle parallèlement à l'isobare. Ce vent est connu sous le nom de vent géostrophique.

(iv) Expliquez les brises de terre et de mer.

Pendant la journée, la terre se réchauffe plus vite et devient plus chaude que la mer. Par conséquent, au-dessus de la terre, l'air s'élève, donnant lieu à une zone de basse pression, alors que la mer est relativement froide et que la pression au-dessus de la mer est relativement élevée. Ainsi, un gradient de pression de la mer à la terre est créé et le vent souffle de la mer à la terre comme la brise marine.

Dans la nuit, le renversement de condition a lieu. La terre perd de la chaleur plus rapidement et est plus froide que la mer. Le gradient de pression va de la terre à la mer. C'est ce qu'on appelle la brise de terre.

3. Répondez aux questions suivantes en 150 mots environ.

• Force de gradient de pression : les différences de pression atmosphérique produisent une force. Le taux de variation de la pression par rapport à la distance est le gradient de pression. Le gradient de pression est fort là où les isobares sont proches les unes des autres et faible là où les isobares sont éloignées.

Les pluies torrentielles et les vents à grande vitesse se produisent dans la région du ‘eye-wall’. L'œil est une région de calme avec de l'air s'affaissant. Autour de l'œil se trouve la paroi oculaire, où il y a une forte montée en spirale de l'air à une plus grande hauteur atteignant la tropopause. Le vent atteint sa vitesse maximale dans cette région, atteignant jusqu'à 250 km/h.


Ces solutions font partie des solutions UP Board pour la géographie de la classe 11. Ici, nous avons donné UP Board Solutions for Class 11 Geography: Fundamentals of Physical Geography Chapter 10 Atmospheric Circulation and Weather Systems (वायुमंडलीय परिसंचरण तथा मौसम प्रणालियाँ)

-पुस्तक के प्रश्नोत्तर

1. प्रश्न
(i) धरातल पर वायुदाब 1 000 मिलीबार है तो धरातल से 1 किमी की ऊँचाई पर कितना होगा?
(क) 700
(ख) 900
(ग) 1 100 ।
(घ) 1 300
-(ख) 900

(ii) है?
(क) विषुववृत्त के निकट
(ख) रेखा के निकट
(ग) मकर रेखा के निकट
(घ) वृत्त के निकट
-(क) वृत्त के निकट।

(iii) तरफ पवनों क्या होगी?
(क) घड़ी की सुइयों के चलने की दिशा के अनुरूप
(ख) घड़ी की सुइयों के चलने की दिशा के विपरीत
(ग) समदाबे रेखाओं के समकोण पर ।
(घ) समदाब रेखाओं के समानान्तर
-(ख) घड़ी की सुइयों के चलने की दिशा के विपरीत।

(iv) में -सा है?
(क) विषुवतीय वन ।
(ख) का भाग |
(ग) हिमालय पर्वत ।
(घ) दक्कन पठार
-(ख) साइबेरिया का मैदानी भाग।

2. प्रश्नों के उत्तर लगभग 30 में दीजिए।
(i) मापने क्या है? बनाते तल घटाया जाता है?
-को मापने की इकाई मिलीबार तथा पासकल है। रूप से वायुदाब मापने के लिए किलो पासकल इकाई का प्रयोग किया जाता है जिसे hPa द्वारा प्रदर्शित किया जाता है। मानचित्र बनाते समय किसी स्थान के वायुदाब को समुद्र तल तक घटाया जाता है क्योंकि समुद्र तल पर औसत वायुमण्डलीय दाब 1 013,2 मिलीबार या 1 013,2 किलो पासकल होता है। पर ऊँचाई के प्रभाव को दूर करने के लिए और मानचित्र को तुलनात्मक बनाने के लिए वायुदाबके बाद इसे समुद्र स्तर पर घटा दिया जाता है।

(ii) दाब प्रवणता बल उत्तर से दिशा उपोष्ण उच्च से विषुवत वृत्त की ओर हो तो उत्तरी क्यों होती है?
-प्रवणता बल उत्तर से दक्षिण दिशा में है तो उत्तरी गोलार्द्ध में उष्ण कटिबन्धीयं पेवनों की दिशा कोरिओलिस बल से प्रभावित होकर उत्तरी-पूर्वी हो जाती है।

(iii) ?
-रेखाएँ सीधी होती हैं तो उन का प्रभाव नहीं पड़ता, क्योंकि दाब प्रवणता बल कोरिओलिस बल हो जाता है। पवनें समदाब रेखाओं के समानान्तर चलती हैं। ऐसी क्षैतिज पवनें जो ऊपरी वायुमण्डल की समदाब रेखाओं के समानान्तर चलती हों, भूविक्षेपी (Géostrophique) पवनें कहलाती हैं (चित्र 10.1)।

(iv) समुद्र व स्थल समीर वर्णन करें।
-के अवशोषण तथा स्थानान्तरण की प्रकृति स्थल व समुद्र में भिन्न होती है अर्थात् दिन के समय स्थल भाग समुद्र की अपेक्षा शीघ्र एवं अधिक गर्म हो जाते हैं, अतः यहाँ निम्न दाब का क्षेत्र बन जाता है, जबकि समुद्र अपेक्षाकृत ठण्डे रहते हैं और उन उन उच्चदाब बना रहता है। दिन में पवनें समुद्र से स्थल की ओर प्रवाहित होती हैं। पवनों को स्थल समीर कहते हैं। समय स्थल भाग शीघ्र ठण्डे हो जाते हैं अतः वहाँ उच्चदाब पाया जाता है जबकि समुद्र देर से ठण्डे होने के कारण रात्रि में दाब के क्षेत्र रहते पवनें रात्रि में स्थल से समुद्र की ओर चलती हैं। समुद्री समीर कहते हैं (चित्र 10.2)।

3. प्रश्नों के उत्तर लगभग 150 शब्दों में दीजिए
(1) पवनों की दिशा व वेग को प्रभावित करने वाले कारक बताएँ।
-की दिशा एवं वेग को प्रभावित करने वाले कारक निम्नलिखित हैं

1. प्रवणता-दो स्थानों के वायुदाब का अन्तर दाब प्रवणता कहलाता है। प्रवणता में अन्तर जितना अधिक होगा पवनों की गति उतनी ही अधिक होती है। प्रवणता के सम्बन्ध में दो तथ्य अधिक महत्त्वपूर्ण हैं–(i) पवनें समदाब रेखाओं को काटती हुई उच्च वायुदाब से निम्न वायुदाब की ओर चलती हैं तथा (ii) इनकी गति दाब प्रवणता पर आधारित होती है।

2. बल-की गति तथा दिशा पर घर्षण बल का विशेष प्रभाव होता है। बल की उत्पत्ति तथा उसके ऊपर चलने वाली पवन के संघर्ष से होती है। बल हवा के विपरीत दिशा में कार्य करता है। भागों पर स्थल भागों की अपेक्षा घर्षण कम होता है इसलिए पवन तीव्र गति से चलती है। घर्षण नहीं होता है, वहाँ पवन विक्षेपण बल तथा प्रवणता बल में सन्तुलन पाया जाता है अतः पवन की दिशा समदाब रेखा के समानान्तर होती है, किन्तु घर्षण के कारण पवन वेग कम हो है तथा वह समदाब रेखाओं के समानान्तर ने चलकर कोण बनाती बनाती है।

3. बल-दैनिक गति (घूर्णन) के कारण उसका आवरण भी घूमता है अत: इस बल के कारण पवनें सीधी न अपने दाईं अथवा बाईं ओर मुड़हैं। पवनों में विक्षेप उत्पन्न हो जाते हैं। इसे विक्षेपण बल (Force de déflexion) कहा जाता है। की खोज सर्वप्रथम फ्रांसीसी गणितज्ञ कोरिऑलिस ने सन् 1844 थी अत: इसे कोरिऑलिस बल भी कहते हैं। के प्रभाव से पवनें उत्तरी गोलार्द्ध में अपनी मूल दिशा से दाहिनी तरफ तथा दक्षिण गोलार्द्ध में बाईं तरफ विक्षेपित हो जाती पवनों का वेग अधिक होता है तब विक्षेपण भी अधिक होता है। बल अक्षांशों के कोण के सीधा समानुपात में बढ़ता है। ध्रुवों पर सर्वाधिक और विषुवत् वृत्त पर अनुपस्थित रहता है।

(ii) पृथ्वी पर वायुमण्डलीय सामान्य परिसंचरण का वर्णन करते हुए चित्र बनाएँ। 30°उत्तरी व दक्षिण अक्षांशों पर उपोष्ण कटिबन्धीय उच्च वायुदाब के सम्भव कारण बताएँ
-पवनों के प्रवाह प्रारूप को वायुमण्डलीय सामान्य परिसंचरण कहा जाता है। महासागरीय जल की गति को गतिमान रखता है, जो पृथ्वी की जलवायु को भी करता है। पर वायुमण्डलीय सामान्य परिसंचरण का क्रमिक प्रारूप 10.3 में प्रस्तुत है। की सतह से ऊपर की दिशा में होने वाले परिसंचरण और इसके विपरीत दिशा में होने वाले परिसंचरण को कोष्ठ (Cellule) कहते हैं। क्षेत्र में ऐसे कोष्ठ को हेडले तथा उपोष्ठ उच्च दाब कटिबन्धीय क्षेत्र में फेरल कोष्ठ एवं ध्रुवीय पर ध्रुवीय कोष्ठ कहा जाता है। ये

वायुमण्डलीय परिसंचरण का प्रारूप निर्धारित करते हैं तापीय ऊर्जा का निम्न अक्षांशों से उच्च अक्षांओं में स्थानान्तर सामान्य को बनाए रखता 30° उत्तरी व दक्षिण अक्षांशों पर उपोष्ण कटिबन्धीय उच्च वायुदाब के दो सम्भव कारण निम्नलिखित हैं

1. तापमान व न्यून वायुदाब से अन्तर उष्ण कटिबन्धीय अभिसरण क्षेत्र पर वायु संवहन धाराओं । के रूप में ऊपर उठती है। जानते हैं कि विषुवत् रेखा पर घूर्णन गति तेज होती है जिसके कारण वायुराशियाँ बाहर की ओर जाती हैं। हवा ऊपर उठकर क्रमशः ठण्डी होती है। परतों में यह हवा ध्रुवों की ओर बहने से और अधिक हो जाती है और इसका घनत्व बढ़
है।

2. कारण यह है कि पृथ्वी के घूर्णन के कारण ध्रुवों की ओर जाने वाली हवा कोरिऑलिस बल के कारण पूर्व की ओर विक्षेपित होकर कर्क और मकर रेखा व 30° उत्तरी व दक्षिणी अक्षांशों के मध्य उतर जाती है और उच्च वायुदाब कटिबन्ध का निर्माण करती है. उपोष्ण उच्च वायुदाब कटिबन्ध कहते हैं।’

(iii) पर होती है? कटिबन्धीय चक्रवात के किस भाग में मूसलाधार वर्षा होती है और उच्च वेग की पवनें चलती हैं। ?
-कटिबन्धीय चक्रवात अत्यन्त आक्रामक एवं विनाशकारी होते हैं। उत्पत्ति उष्ण कटिबन्ध के महासागरीय क्षेत्रों पर होती है। इनकी उत्पत्ति एवं विकास के लिए निम्नलिखित अनुकूल स्थितियाँ पाई जाती हैं
1. समुद्री सतह, तापमान 27° से अधिक रहता है।

2. क्षेत्र में कोरिऑलिस बल प्रभावी रहता जो उष्ण कटिबन्धीय चक्रवातों की उत्पत्ति में सहायक है।
3. क्षेत्रों में ऊर्ध्वाधर पवनों की गति में अन्तर कम रहता है।
4. वायुदाब निम्न होता है जो चक्रवातीय परिसंचरण में सहायक है।
5. तल तन्त्र पर ऊपरी अपसरण का होना।

वेग वाली और मूसलाधार वर्षा उष्णकटिबन्धीय चक्रवातों के केन्द्रीय भाग में होती है। यहाँ केन्द्रीय (अक्षु) भाग इस चक्रवात का शान्तक्षेत्र होता है, जहाँ पवनों का अवतलन होता है। के चारों तरफ अक्षुभित्ति होती है जहाँ वायु का प्रबल वेग में आरोहण होता है, यह वायु आरोहण क्षोभसीमा की ऊँचाई तक पहुँचकर इसी क्षेत्र में उच्च वाली पवनों को उत्पन्न करता (चित्र 10.4)। पवनें समुद्रों से आर्द्रता ग्रहण करती हैं जिससे समुद्रों के तटीय भाग पर भारी वर्षा होती है। सम्पूर्ण क्षेत्र जलप्लावित हो जाता है।

प्रश्नोत्तर

प्रश्न
1. भूपृष्ठ (पृथ्वी के गोले) वायुदाब की कुल की संख्या है
(क) पाँच
(ख) सात
(ग) चार
(घ) छः
-(ख) सात।

2. पर उच्च की पेटियों (मेखलाओं) की संख्या है
(क) पाँच
(ख) तीन
(ग) चार
(घ) दो।
-(ग) चार।।

3. रेखाएँ हैं
(क) काल्पनिक रेखाएँ ।
(ख) वास्तविक रेखाएँ
(ग) (क) (ख) दोनों ।
(घ) इनमें से कोई नहीं
-(क) काल्पनिक रेखाएँ।

4. के अधिक होने पर वायुदाब
(क) अधिक होता है।
(ख) कम होता है।
(ग) मध्यम होता
(घ) अपरिवर्तनीय होता है।
-(ख) कम होता है।

5. चक्रवात को सूर्यातप चक्रवात का नाम देने वाले विद्वान हैं
(क) ल्यूक हावर्ड
(ख) बाइज बैलट
(ग) हम्फ्रीज
(घ) जर्कनीज
-(ग) हम्फ्रीज।।

6. पवनें वायु के निम्न दाब के कारण भंवर केन्द्र की ओर वेगपूर्वक दौड़ती हैं तो वायु का यह भंवर कहलाता है
(क) चक्रवात
(ख) प्रति-चक्रवात
(ग) शीतोष्ण चक्रवात
(घ) इनमें से कोई नहीं
-(क) चक्रवात।

अतिलघु उत्तरीय प्रश्न
1. ?
-की ऊँचाई धरातल से हजारों किलोमीटर तक है। ऊँचाई तक फैली वायुमण्डल की गैसें एवं धरातल पर भिन्न-भिन्न मात्रा में दबाव डालती हैं, इसी दबाव को वायुदाब कहते हैं।

2. विभिन्नता के मुख्य कारण बतलाइए।
-पर वायुदाब सभी जगह समान नहीं होता। भिन्नता का मुख्य कारण तापमान, तथा जलवाष्प की भिन्नता एवं पृथ्वी की घूर्णन गति है।

3. ?
-विषुवतीय निम्न वायुदाब पेटी है जो भूमध्य रेखा के दोनों ओर 5° में मध्य स्थित है। पेटी में वायु शान्त रहती है।

4. अक्षांश की स्थिति बतलाइए।
-वायुभार अथवा अश्व अक्षांश पेटी दोनो गोलार्द्ध 30°से 35° अक्षांशों के मध्य स्थित है।

5. ?
-अण्डाकार समदाब रेखाओं का घेरा है जिसमें पवनें बाहर से केन्द्र की ओर तेजी से चलती हैं। पवनों की दिशा उत्तरी गोलार्द्ध में घड़ी की सुइयों के प्रतिकूल तथा दक्षिणी गोलार्द्ध में अनुकूल होती है।

6. ?
-चक्रवात की उत्पत्ति महासागरों में तापमान एवं वायुदाब की भिन्नता एवं असमानता के कारण होती है। उत्तरी गोलार्द्ध में आइसलैण्ड एवं ग्रीनलैण्ड तथा एल्यूशियन द्वीपों के निकट उत्पन्न होते हैं।

7. ? पाए हैं ?
-, जापान तथा चीन सागर में चलने वाले चक्रगामी चक्रवातों को टाइफून कहते हैं। तीव्र पवनें चलती हैं और तेज वर्षा होती है। 8. ? –कैरेबियन सागर तथा मैक्सिको के तट वाले भयंकर चक्रवात जिनकी गति 120 किमी प्रति घण्टा से भी अधिक होती है, हरिकेन कहलाते हैं।

9. ?
-वायुदाब कटिबन्धों से विषुवतीय निम्न दाब कटिबन्ध की ओर दोनों गोलार्द्ध में निरन्तर चलने वाली पवनों को व्यापारिक पवन कहते

10. ? इनकी स्थिति बताइए।
--ये तीव्र गति की शुष्क गर्म पवनें हैं जो आल्पस पर्वतीय पर्वतीय क्षेत्रों में चलती प्रभाव से यूरोप में अंगूर शीघ्र पक जाते हैं। -ये ठण्डी एवं शुष्क पवनें हैं जो शीत ऋतु में फ्रांस में भूमध्यसागरीय तट पर चलती हैं। पवनें तापमान को हिमांक से नीचे गिरा देती हैं।

11. ? .
-का वह विस्तृत भाग जिसमें तापमान एवं आर्द्रता के भौतिक लक्षण क्षैतिज दिशा में समरूप हों वायुराशि कहलाती है। वायुराशि कई परतों का समूह होती है जो क्षैतिज दिशा में एक-दूसरे के ऊपर फैली होती है। परतों में तापमान एवं आर्द्रता की दशाएँ लगभग समान होती हैं।

12. ?
-स्थानों के बीच वायुदाब परिवर्तन की दर को दाब प्रवणता कहते हैं। प्रवणता सदैव उच्चदाब की ओर परिवर्तित होती है। जिस स्थान पर समदाब रेखाएँ अधिक पास-पास होती हैं वहाँ दाब-प्रवणता अधिक होती है।

प्रश्न 13. समूह की पवनों के नाम बताइए।
-समूह की पवनों को स्थानीय पवन भी कहते हैं। , फोहन, चिनुक, तथा हरमटन तृतीय समूह की प्रमुख पवनें हैं।

14. प्रकार की स्थायी पवनों नाम लिखिए।
-प्रकार की स्थायी पवनों के नाम निम्नलिखित हैं

प्रश्न 15. पेटियों के नाम लिखिए।
-पेटियों के नाम निम्नलिखित हैं 1. विषुवत्रेखीय निम्नदाब पेटी, 2. उपोष्ण दाब पेटी (उत्तरी गोलार्द्ध), 3. उपोष्ण उच्च दाब पेटी (दक्षिणी गोलार्द्ध), 4. ध्रुवीय दाब पेटी (उत्तरी गोलार्द्ध), 5. ध्रुवीय निम्न पेटी (दक्षिणी गोलार्द्ध), 6. ध्रुवीय वायुदाब पेटी।।

16. ?
-मापने की इकाई को मिलीबार कहते हैं। मिलीबार एक वर्ग सेमी पर एक ग्राम भार के बल के बराबर होता है। वायुदाब बैरोमीटर द्वारा मापा जाता है।

17. ? इसके खोजकर्ता का नाम बताइए।
-के घूर्णन के कारण पवनें अपनी मूल दिशा से विक्षेपित हो जाती हैं। इसे कोरिऑलिस बल कहा जाता है। तथ्य की खोज सर्वप्रथम फ्रांसीसी वैज्ञानिक कोरिऑलिस द्वारा की गई थी। : के नाम पर इसका यह नाम पड़ा है।

18. वृत्त के निकट उष्णकटिबन्धीय चक्रवात क्यों नहीं बनते है।
-वृत्त पर कोरिऑलिस बल शून्य होता है और पवनें समदाब रेखाओं के समकोण पर बहती है। : दाब क्षेत्र और अधिक गहन होने के बजाय पूरित हो जाता है। कारण है कि विषुवत् वृत्त के निकट उष्णकटिबन्धीय चक्रवात नहीं बनते हैं।

लघु उत्तरीय प्रश्न

1. ? इनसे सम्बन्धित मौसम का वर्णन कीजिए।
-उन चक्करदार अथवा अण्डाकार पवनों को कहते हैं जिनके मध्य में निम्न वायुदाब तथा बाहर की ओर क्रमशः उच्च वायुदाब पाया जाता ये निम्न वायुदाब के भंवर भयंकर झंझावातों का रूप धारण कर लेते हैं तो उन्हें चक्रवात (Cyclone) कहते हैं (चित्र 10.5)। इनका व्यास 320 किमी से 480 किमी तक होता है। बड़े चक्रवातों का व्यास कई हजार किमी तक पाया गया है। लेक के अनुसार, “अण्डाकार समदाब रेखा से घिरे हुए निम्न वायु-भार क्षेत्र को चक्रवात कहते हैं।”

-इन चक्रवातों के आगमन से पूर्व मौसम उष्ण एवं शान्त होने लगता है। में धीरे-धीरे श्वेत बादल छाने लगते हैं। के प्रवेश करते समय बादलों का रंग परिवर्तित हो जाता है। आते ही ठण्डी वायु वायुभार चलने लगती है तथा आकाश में घने काले बादल छा जाते हैं एवं मिलीबार तूफान आ जाते की गर्जना तथा वायु की चमक के साथ घनघोर वर्षा होती है। -जैसे चक्रवाते आगे की ओर बढ़ता जाता है वैसे-वैसे मौसम स्वच्छ और शान्त होता जाता है।

2. अथवा बाइज बैलेट के नियम को स्पष्ट कीजिए।
-का नियम-पवन संचरण के इस नियम का प्रतिपादन अमेरिकी जलवायुवेत्ता फैरल ने किया था। अनुसार, “पृथ्वी पर प्रत्येक स्वतन्त्र पिण्ड अथवा तरल पदार्थ, जो गतिमान है, पृथ्वी की परिभ्रमण गति के कारण उत्तरी गोलार्द्ध में अपने दाईं ओर तथा दक्षिणी गोलार्द्ध में बाईं ओर मुंडू है।” इसी नियम के अनुसार ही सनातनी पवनें पवनें में घड़ी की सुइयों के अनुकूल तथा दक्षिणी गोलार्द्ध में घड़ी की सुइयों के प्रतिकूल चलती हैं।

का नियम-उन्नीसवीं शताब्दी में हॉलैण्ड के जलवायु वैज्ञानिक बाइज बैलेट ने पवन संचरण के सम्बन्ध में एक नवीन का प्रतिपादन किया के नाम पर इसे बाइज बैलेट का नियम कहते हैं। अनुसार, “यदि हम उत्तरी गोलार्द्ध में वायु की खड़े हो जाएँ तो हमारे बाईं ओर तथा दाईं ओर उच्च वायुभार होगा। विपरीत दक्षिणी गोलार्द्ध में दाईं ओर निम्न वायुभार तथा बाईं ओर उच्च वायुभार होगा।” है कि सनातनी पवनें उत्तरी गोलार्द्ध में के चारों ओर घड़ी की सुइयों के अनुकूल और न्यूनदाब के चारों ओर घड़ी की प्रतिकूल चला करती गोलार्द्ध में पवनों की दिशा ठीक इसके विपरीत होती है।

3. ?
-वायुदाब पेटियों के अध्ययन से ज्ञात होता है कि वायुदाब सभी स्थानों एवं प्रदेशों में नहीं होता इस असमानता को दूर करने के लिए में गति उत्पन्न होती है अर्थात् वायुदाबे की भिन्नता के कारण वायुमण्डल की गैसें पवनों के में बहने लगती सदैव उच्च वायुदाब से निम्न वायुदाब की ओर चलती है तथा उसका प्रवाह क्षेत्र बढ़ जाता है। प्रकार पृथ्वी तल के समानान्तर किसी दिशा में चलने वाली वायु को पवन (Vent) कहते हैं। पेटियों तथा स्थायी या सनातनी पवनों में घनिष्ठ सम्बन्ध पाया जाता है। पर वायु कीके कारण ही वायुदाब में भी भिन्नता उत्पन्न हो जाती है। पेटियों के कारण ही स्थायी पवने वर्षभर उच्च वायुदाब से निम्न वायुदाब की ओर चलती हैं।

4. ? वायुदाब परिस्थितियों में समदाब रेखाओं की आकृति को चित्र द्वारा प्रदर्शित कीजिए।
-रेखाएँ वे रेखाएँ हैं जो समुद्र तल से एकसमान वायुदाब वाले स्थानों को मिलाती हैं। के क्षैतिज वितरण का अध्ययन समान अन्तराल पर खींची गई इन्हीं समदाब रेखाओं द्वारा दिखाया जाता है। पर प्रदर्शित करते समय विभिन्न स्थानों का जो वायुदाब मापा जाता है।

समुद्र तल के स्तर पर घटाकर दिखाया जाता है। दाब पर ऊँचाई का प्रभाव समाप्त हो जाता है तथा तुलनात्मक अध्ययन सरलता से किया जाता है चित्र 10.6 में वायुदाब परिस्थितियों में समदाब रेखाओं की आकृति को प्रदर्शित किया गया है। में निम्न दाब प्रणाली एक : या अधिक समदाब रेखाओं से घिरी है। 10.6 : गोलार्द्ध में समदाब रेखाएँ पवन तन्त्र जिनके केन्द्र में निम्न वायुदाब है। दाब प्रणाली में भी एक या अधिक समदाब रेखाएँ होती हैं जिनके केन्द्र में उच्चतम वायुदाब है।

प्रश्न 5. कटिबन्धीय चक्रवातों का प्रभाव क्षेत्र बताइए।
-कटिबन्धीय चक्रवातों से प्रभावित क्षेत्र उत्तरी एवं दक्षिणी गोलार्द्ध में हैं। में इनका प्रभावित क्षेत्र प्रशान्त महासागर का पश्चिमी तथा पूर्वी क्षेत्र, अटलाण्टिक महासागर का मध्य क्षेत्र एवं

व कैस्पियन सागर का ऊपरी क्षेत्र है। में इनके द्वारा अलास्का, साइबेरिया, तथा दक्षिण-पूर्वी एशिया में फिलीपीन्स में शीतकाल में प्रबल चक्रवात चलते भारी हानि पहुँचाते अटलाण्टिक क्षेत्र में शीतकाल में यह मैक्सिको की खाड़ी के निकट स्थित रहते हैं। कैस्पियन सागर क्षेत्र में शीतोष्ण चक्रवात देशों तथा तुर्की, ईरान, अफगानिस्तान, पाकिस्तान तथा भारत तक अपना प्रभाव रखते हैं।

गोलार्द्ध में ग्रीष्म व शीत दोनों ऋतुओं में चक्रवातों की उत्पत्ति होती है। यहाँ 60° अक्षांश के समीप अधिक संख्या में चक्रवात में चक्रवात उत्पन्न होते हैं। महाद्वीप पर वर्षभर अति शीतल एवं स्थायी वायुराशियों का उत्पत्ति क्षेत्र होने के कारण चक्रवात बड़े प्रबल और विनाशकारी होते प्रभाव दक्षिणी महाद्वीपों के दक्षिणी तटीय भागों पर अधिक पड़ता है। ऋतु में इनका प्रभाव अत्यन्त तीव्र होता है।

6. ? विभिन्न प्रकार बताइए।
-दो विभिन्न प्रकार की वायुराशियाँ परस्पर मिलती हैं तो उनके मध्य सीमा क्षेत्र को वाताग्र कहते हैं। मध्य अक्षांशों में ही बनते हैं। वायुदाब व तापमान प्रवणता इनकी विशेषता होती है। कारण वायु ऊपर उठकर बादल बनाती है तथा वर्षा करती है। निम्नलिखित चार प्रकार के होते हैं

1. वाताग्र-वाताग्र स्थिर हो अर्थात् ऐसे वाताग्र जब कोई भी वायु । नहीं उठती तो उसे अचर वाताग्र कहते हैं।

2. वाताग्र-शीतल एवं भारी वायु आक्रामक रूप में उष्ण । को ऊपर धकेलती है तो इस सम्पर्क क्षेत्र को शीत वाताग्र कहते हैं।

3. वाताग्र-वायुराशियाँ आक्रामक रूप में ठण्डी वायुराशियों के ऊपर चढ़ती हैं तो इस सम्पर्क क्षेत्र , को उष्ण वाताग्र कहते हैं।

4. वाताग्र-एक वायुराशि पूर्णतः धरातल के ऊपर उठ जाए तो ऐसे वाताग्र को अधिविष्ट वाताग्र कहते हैं (चित्र 10.7)।

7. ? क्षेत्र के आधार पर इनको वर्गीकृत कीजिए।
-लम्बे समय तक किसी समांगी क्षेत्र रहती है तो वह उस क्षेत्र के गुणों कर लेती तापमान एवं आर्द्रता सम्बन्धी इन विशिष्ट गुणों वाली यह वायु ही वायुराशि कहलाती है। में, वायु का वह बृहत् भाग जिसमें तापमान एवं आर्द्रता सम्बन्धी क्षैतिज भिन्नताएँ बहुत कम हों, तो उसे वायुराशि कहते हैं।

जिस समांग क्षेत्र में बनती हैं वह वायुराशियों का उद्गम क्षेत्र कहलाता है। उद्गम क्षेत्रों के आधार पर वायुराशियाँ अग्रलिखित पाँच प्रकार की होती हैं

  1. महासागरीय वायुराशि (mT),
  2. महाद्वीपीय वायुराशि (CT),
  3. महासागरीय वायुराशि (mP),
  4. आर्कटिक वायुराशि (CA),
  5. महाद्वीपीय (cP)।

8. ? पड़ता है? संक्षेप में बताइए।
-घूर्णन के कारण ध्रुवों की ओर प्रवाहित होने वाली पवनें पूर्व की ओर विक्षेपित हो जाती हैं। की खोज सर्वप्रथम फ्रांसीसी गणितज्ञ कोरिऑलिस ने की थी अतः उन्हीं के नाम पर यह कोरिऑलिस बल कहलाता

के प्रभाव से उत्तरी गोलार्द्ध की पवन अपनी दाहिनी ओर तथा दक्षिणी गोलार्द्ध में अपनी बाई ओर विक्षेपित हो जाती में पवनों में यह विक्षेप पृथ्वी के घूर्णन के कारण होता है। बल दाब प्रवणता के समकोण पर कार्य करता है। प्रवणता बल समदाब रेखाओं के समकोण पर होता है। प्रवणता जितनी अधिक होती है पवनों का वेग उतना ही अधिक होगा और पवनों की दिशा उतनी ही अधिक विक्षेपित यह बल पवनों की दिशा को प्रभावित करता

9. समीर एवं पर्वत समीर अन्तर बताइए।
-समीर-दिन के समय सूर्याभिमुखी पर्वतों के ढाल घाटी तल की अपेक्षा अधिक गर्म हो जाते स्थिति में वायु घाटी तल की अपेक्षा अधिक गर्म हो जाती है। स्थिति में वायु घाटी तल से पर्वतीय ढाल की ओर प्रवाहित होने लगती है। इसे घाटी समीर या दैनिक समीर कहते हैं।

समीर-के पश्चात् पर्वतीय ढाल पर भौमिक विकिरण ऊष्मा तेजी से होता है। कारण ढाल की ऊँचाई से ठण्डी और घनी हवा नीचे घाटी की ओर उतरने लगती है। प्रक्रिया चूँकि रात्रि में होती है अतः पवनों की इस व्यवस्था को पर्वत समीर या रात्रि समीर कहते हैं।

10. तथा पवन या वायु में अन्तर स्पष्ट कीजिए।
-वायुराशि एवं वायु में अन्तर

दीर्घ उत्तरीय प्रश्न

1.दाब को प्रभावित करने वाले कारकों की व्याख्या कीजिए तथा पृथ्वीतल पर वायुदाब पेटियों का विवरण दीजिए।
संसार की वायुदाब पेटियों का सचित्र विवरण दीजिए।
पृथ्वी पर वायुदाब पेटियों की उत्पत्ति एवं वितरण की विवेचना कीजिए।
- वायुमण्डलीय दाब को प्रभावित करने वाले कारक
दाब को निम्नलिखित कारक प्रभावित करते हैं

1. तापक्रम (Température)-एवं वायुदाब घनिष्ठ रूप से सम्बन्धित हैं। बढ़ने के साथ-साथ वायु गर्म होकर फैलती है तथा भार में हल्की होकर ऊपर उठती के ऊपर उठने के कारण उस स्थान का वायुदाब कम हो जाता है। होने पर इसके विपरीत स्थिति होती है स्पष्ट है कि गर्म वायु हल्की तथा विरल होती है, जबकि ठण्डी वायु भारी तथा सघन होती है। तापमान हिमांक बिन्दु के समीप हो तो यह वायुमण्डल की उच्च वायुभार पेटी को प्रदर्शित करता है। पर अर्थात् ध्रुवीय प्रदेशों में सदैव वायुभार रहता है, क्योंकि ताप की कमी के कारण सदैव हिम जमी रहती है। अतिरिक्त हिम द्वारा सूर्यातप का 85 प्रतिशत भाग परावर्तित कर दिया जाता है।

2. आर्द्रता (Humidité)-का वायुदाब पर महत्त्वपूर्ण प्रभाव पड़ता है। में जितनी अधिक आर्द्रता होगी, वायु उतनी ही हल्की होगी। यदि किसी स्थान पर आर्द्रता अधिक है। उस स्थान पर वायुदाब में कमी आ जाएगी। शुष्क वायु भारी होती है। ऋतु में वायु में जलवाष्प अधिक मिले रहने के कारण वायुदाब कम रहता है। : मौसम परिवर्तन के साथ-साथ वायु में की मात्रा घटती-बढ़ती रहती है तथा वायुदाब भी बदलता रहता है। ऊपर वाली वायु में जलवाष्प अधिक मिले होने के कारण यह स्थलीय वायु की अपेक्षा होती है।

3. ऊँचाई (Altitude)-में वृद्धि के साथ-साथ वायुदाब में कमी तथा ऊँचाई कम होने के साथ-साथ वायुदाब में वृद्धि होती जाती की सबसे निचली परत में वायुदाब अधिक पाया जाता है। कारण वायुदाब समुद्र-तल पर सबसे अधिक मिलता है। समीप वाली वायु में जलवाष्प, -कण तथा विभिन्न गैसों की उपस्थिति से वायुदाब अधिक रहती है। 900 फीट की ऊँचाई पर वायुदाब 1 इंच यो 34 मिलीबार कम हो जाता है। पर वायुमण्डलीय दाब में कमी आती , क्योंकि वायु की परतें हल्की तथा विरल होती हैं। यही
कि अधिक ऊँचाई पर वायुयान एवं रॉकेट आदि आसानी से चक्कर काटते रहते हैं।

4. पृथ्वी की दैनिक गति (Rotation de la Terre)-की दैनिक गति भी वायुदाब को प्रभावित करती है। गति के कारण आकर्षण शक्ति का जन्म होता है। कारण है कि विषुवत् रेखा से उठी हुई गर्म पवनें ऊपर उठती हैं तथा ठण्डी होकर पुनः मध्य अक्षांशों अर्थात् 40° से 45° अक्षांशों पर उतर जाती हैं। क्रम ध्रुवीय पवनों में भी देखने को मिलता है। प्रकार इन अक्षांशों पर वायुमण्डलीय दाब अत्यधिक बढ़ जाता है। विपरीत विषुवत रेखा पर वायु का दबाव कम रहता है।

5. दैनिक परिवर्तन की गति (Rotation du changement diurgique)-परिवर्तन की गति द्वारा दिन एवं रात के समय वायुमण्डलीय दाब में परिवर्तन होते हैं। के समय स्थलखण्डों एवं । भागों के वायुदाब है,रात के समय समुद्री भागों पर वायुदाब में कम परिवर्तन होता है। भागों में यह परिवर्तन अधिक पाया जाता है। की ओर बढ़ने पर इस परिवर्तन में कमी आती जाती है। के समय ताप का अधिग्रहण करता है तथा उसी ताप को पृथ्वी रात्रि के समय करती है। प्रकार तापमान घटने-बढ़ने से वायुमण्डलीय दाब में भी परिवर्तन होता रहता है।

पृथ्वीतल पर वायुदाब पेटियाँ

में वायुदाब असमान रूप से वितरित है। वायुदाब का अध्ययन समदाब रेखाओं (Isobares) की सहायता से किया जाता है। का वितरण निम्नलिखित दो रूपों में पाया जाता है
1. उच्च वायुदाब (Haute pression) तथा
2. निम्न वायुदाब (Basse pression)।

पर उच्च एवं निम्न वायुदाब क्षेत्र एक निश्चित क्रम में वितरित मिलते हैं। ग्लोब पर . -ही-स्थल हो या फिर जल-ही-जल हो तो वायुदाब पेटियाँ एक निश्चित क्रम से वितरित मिल

हैं। एवं स्थल की विभिन्नता महाद्वीपों एवं महासागरों के तापमान में विभिन्नता उपस्थित । है। धरातल पर विषुवत् रेखा से लेकर ध्रुव प्रदेशों तक वायुदाब का वितरण असमान एवं अनियमित पाया जाता है। पर वायुदाब की सात पेटियाँ पायी जाती हैं। में है|

(i) तापजन्य वायुदाब पेटियाँ (Ceintures de pression thermique)-वायुदाब पेटियों पर ताप का स्पष्ट प्रभाव पड़ता है। पेटियों में विषुवतरेखीय निम्न वायुदाब तथा ध्रुवीय उच्च वायुदाब की पेटियों को सम्मिलित किया जाता है।

(ii) गतिक वायुदाब पेटियाँ (Ceintures de pression dynamique)-वायुदाब पेटियों पर पृथ्वी की परिभ्रमण गति का प्रभाव पड़ता है। पेटियों में उपोष्ण उच्च वायुदाब तथा उपध्रुवीय निम्न वायुदाब को सम्मिलित किया जाता है।

पेटियाँ

1. विषुवतरेखीय निम्न वायुदाब पैटी (Ceinture basse pression équatoriale)-पेटी का विस्तार विषुवत् रेखा के दोनों 5° 5° उत्तरी एवं दक्षिणी अक्षांशों के मध्य है। की उत्तरायण एवं दक्षिणायण स्थितियों के कारण ऋतुओं के अनुसार इस पेटी का स्थानान्तरण उत्तर-दक्षिण होता रहता है। की अधिकता के कारण अधिक तापमान की भाँति इस पेटी का विस्तार भी उत्तरी गोलार्द्ध की ओर अधिक है। में वर्ष-भर सूर्य की, किरणें सीधी चमकती हैं तथा दिन एवं रात । होते हैं। की अधिकता के कारण दिन के अत्यधिक गर्म हो जाता है, जिससे उसके सम्पर्क में आने वाली गर्म हो जाती गर्म होकर वायु हल्की होती है। उसका फैलाव होता है तथा वह ऊपर उठ जाती है। कारण वायु में संवहन धाराएँ उत्पन्न हो जाती हैं। की अधिकता के कारण यहाँ पर निम्न वायुदाब सदैव बना रहता है। में अधिक आर्द्रता निम्न वायुदाब के कारण होती हैं।

प्रकार यह पेटी प्रत्यक्ष रूप में ताप से सम्बन्धित है। के दोनों ओर स्थित उपोष्ण उच्च से विषुवत ओर व्यापारिक पवनें चलती तथा धरातलीय गति कम में | होती हैं। कारण इसे पेटी को ’ ‘शान्त पवन की पेटी’ भी कहते हैं। उत्तरायण स्थिति में यह पेटी उत्तर की ओर खिसक जाती है तथा दक्षिणायण होने पर दक्षिण की ओर खिसक आती

2. उपोष्ण कटिबन्धीय उच्च वायुदाब पेटी (Ceinture haute pression subtropicale)-रेखा के दोनों ओर दोनों गोलार्डों में 30° से 35° अक्षांशों के मध्य यह पेटी विकसित है। में शीतकाल के दो माह छोड़कर इस पेटी में तापमान लगभग उच्च रहता है। इस पेटी में उच्चतम तापमान अंकित किया जाता है, परन्तु फिर भी वायुदाब उच्च रहता है, क्योकि इस वायुदाब पेटी की उत्पत्ति परिभ्रमण के कारण होती वायुदाब पेटी तथा विषुवत्रेखीय निम्न वायुदाब पेटी के ऊपर से आने वाली वायुराशियाँ इसी पेटी में नीचे उतरती पर नीचे उतरने के कारण तथा दबाव के फलस्वरूप इन वायुराशियों के तापमान में वृद्धि । हो जाती है। इस पेटी को उच्च वायुदाब ताप से सम्बन्धित न होकर पृथ्वी की परिभ्रमण गति तथा वायु के अवतलन से सम्बन्धित इस पेटी में उच्च वायुदाब तथा स्वच्छ आकाश मिलता है।

दैनिक गति के कारण ध्रुवों के समीप की वायु कर्क तथा मकर रेखाओं तक प्रवाहित होकर एकत्रित हो जाती है, जिससे इस पेटी के वायुदाब में वृद्धि हो जाती है। की इस पेटी को ‘अश्व अक्षांश’ (Latitudes des chevaux) के नाम से पुकारते हैं। पेटियों के मध्य वायु शान्त रहती है, जिससे इन अक्षांशों में वायुमण्डल भी शान्त हो जाता है। पर वायु बहुत ही मन्द-मन्द प्रवाहित होती है जो अनियमित होती है।

3. उपधृवीय निम्न वायुदाब पेटी (Ceinture basse pression subpolaire)-एवं दक्षिणी गोलाद्ध में इस पेटी का विस्तार 60° से 65° अक्षांशों के मध्य पाया जाता है। पेटी में निम्न वायुदाब ‘ मिलता है। विस्तार उत्तर तथा दक्षिण में क्रमशः आर्कटिक तथा अण्टार्कटिक वृत्तों के समीप है। निम्न वायुदाब पेटी में अनेक केन्द्र पाये जाते हैं, जिसके निम्नलिखित कारण हैं—

(i) इन पेटियों के दोनों ओर उच्च वायुदाब पेटियाँ स्थित हैं। ध्रुवीय भागों में अधिक शीत के कारण तथा मध्य अक्षांशों में पृथ्वी की परिभ्रमण गति के कारण विकसित हुई

(ii) पेटियों के सागरतटीय भागों में गैर्म जलधाराएँ प्रवाहित होती हैं जिनसे तापक्रम में अचानक वृद्धि हो जाती है तथा वायुदाब निम्न हो जाता

(iii) बहुत ही कम रहता है। कमी के कारण ध्रुवों पर उच्च वायुदाब की उत्पत्ति होती है तथा बाहर की ओर वायुदाब निम्न रहता

प्रकार इस वायुदाब पेटी का निर्माण पृथ्वी की घूर्णन गति के कारण हुआ है। का बहुत ही कम प्रभाव इस निम्न वायुदाब पेटी पर पड़ता है।

4. ध्रुवीय उच्च वायुदाब पेटी (Ceinture polaire haute pression)-एवं दक्षिणी ध्रुवीय वृत्तों के समीप उच्च वायुदाब पेटी का विस्तार मिलता है। वर्ष तापमान निम्न रहने के कारण यह प्रदेश बर्फाच्छादित रहता है। कारण धरातलीय वायु भारी तथा शीतल होती है। प्रदेश में पृथ्वी की घूर्णन गति के वायु की धाराएँ पतली हो जाती हैं, परन्तु अधिक शीत एवं भारीपन के कारण वर्ष-भर उच्च वायुदाब बना रहता उच्च वायुदाब की उत्पत्ति में ताप को अत्यधिक प्रभाव पड़ता है।

के वायुदाब में प्रायः समता पायी जाती है, क्योंकि वर्ष-भर ये प्रदेश हिम ढके रहते हैं। वायुदाब वाले इन ध्रुवीय प्रदेशों से विषुवत रेखा की ओर शीत वाताग्र चलते हैं। इन वायुराशियों को। गोलार्द्ध में -पूर्वी तथा दक्षिणी गोलार्द्ध में दक्षिणी-पूर्वी के नाम से पुकारा जाता है। कारण पृथ्वी की आन्तरिक गतियाँ हैं, जो इन्हें मोड़ने में सहायता करती हैं। इन। -राशियों को ध्रुवीय पूर्वी पवनों के नाम से पुकारा जाता है। : इन प्रदेशों में सदैव उच्च वायुदाब बना रहता है।

2. एवं जुलाई के आधार पर वायुदाब के क्षैतिज विश्व वितरण का वर्कीजिए।
-के क्षैतिज वितरण का अध्ययन समदाब रेखाओं की सहायता से किया जाता है। रेख़ाएँ समुद्रतल से समान वायुदाब को प्रदर्शित करती हैं।

वायुदाब का विश्व वितरण

महीने का समुद्र तल से वायुदाब का विश्व वितरण चित्र 10.9 में दिखाया गया है जिससे स्पष्ट है कि विषुवत् वृत्त के निकट वायुदाब अफ्रीका महाद्वीप के मध्य में 1020 मिलीबार है, जबकि पूर्वी द्वीप समूह एवं दक्षिण अमेरिका महाद्वीप के उत्तर तथा पूर्वी व पश्चिमी भाग भाग 1010 . रेखा आवृत है। -जैसे , घटकर. 1005

जाता है, वायुदाब घटने का क्रम ध्रुवों की अपेक्षा दक्षिणी ध्रुवों पर अधिक है। । 995 की समदाब रेखा दक्षिणी अमेरिका एवं आस्ट्रेलिया के दक्षिण में स्थत है।

10.10 जुलाई का समुद्रतल से वायुदाब का विश्व वितरण दर्शाया गया है। स्पष्ट है कि जुलाई माह में विषुवत् वृत्ते पर निम्न वायुदाब की समदाब रेखाओं का मान अपेक्षाकृत जनवरी से बहुत कम तो नहीं होता, किन्तु यह कुछ उत्तर-दक्षिण अवश्य खिसक जाता है।

यह कहा जा सकता है कि भूमध्यरेखा पर वायुदाब कम होता है जिसे भूमध्यरेखीय न्यून कहते हैं। 30° उत्तर एवं दक्षिण अक्षांशों पर उच्चदाब क्षेत्र पाए जाते हैं जिन्हें उपोष्ण उच्च दाब क्षेत्र कहा जाता है। ध्रुवों की ओर 60° उत्तरी एवं दक्षिणी अक्षांशों पर निम्न दाब पेटियाँ हैं जिन्हें अधोध्रुवीय निम्नदाब पेटियाँ कहते हैं। के निकट वायुदाब अधिक होता है क्योंकि यहाँ तापमान कम रहता है। की ये पेटियाँ स्थायी नहीं होतीं बल्कि इनमें ऋतुवत् परिवर्तन होता रहता है। उत्तरी गोलार्द्ध में शीत ऋतु में ये दक्षिण की ओर तथा ग्रीष्म ऋतु में उत्तर की ओर जाती हैं। कारण है कि जनवरी एवं जुलाई की समदाब रेखाओं की स्थिति में अन्तर पाया जाता है।

3. का वर्गीकरण प्रस्तुत कीजिए। की नियतवाही अथवा स्थायी पवनों का वर्गीकरण कीजिए तथा उनकी उत्पत्ति के कारणों को भी समझाइए।
पृथ्वी की सनातनी हवाओं की उत्पत्ति एवं उनके वितरण का वर्णन कीजिए।
&# ‘अश्व ?
व्यापारिक हवाओं की दिशा एवं क्षेत्र का वर्णन कीजिए।
पृथ्वी की भूमण्डलीय पवनों का वर्णन कीजिए एवं उनकी उत्पत्ति स्पष्ट कीजिए।
-भिन्नता होने पर उच्च वायुदाब से कम निम्न वायुदाब की ओर वायु का क्षैतिज प्रवाह होता है, जिसे पवन कहते हैं।

पवनों का वर्गीकरण

में पवने नियतवाही तथा अनियतवाही क्रम से चलती हैं, तदनुसार इन्हें दो वर्गों में रखा जाता है-
(I) स्थायी या नियतवाही या सनातनी या ग्रहीय पवनें (Vents permanents ou planétaires) तथा
(II) अनिश्चित अथवा अस्थायी पवने (Vents saisonniers)।

या नियतवाही या सनातनी या ग्रहीय पवनें

भूमण्डल पर उच्च वायुदाब की पेटियों से निम्न वायुदाब की ओर जो पवनें चलने लगती हैं, उन्हें नियतवाही पवनें कहते हैं। पवनें वर्ष भर एक निश्चित दिशा एवं क्रम से प्रवाहित होती हैं। पवनों में अस्थायी मौसमी स्थानान्तरण होता रहता है। तापमान तथा पृथ्वी के घूर्णन एवं वायुदाब से होती है, जिसके फलस्वरूप उच्च वायुदाब सदैव निम्न वायुदाब की ओर आकर्षित होता है।

1. विषुवतरेखीय पछुवा हवाएँ तथा डोलड्रम की पेटी (Ouest équatorial et Pot au Noir)-रेखा के 5° उत्तरी एवं दक्षिणी अक्षांशों के मध्य निम्न वायुदाब पेटी पायी जाती है। पर हवाएँ शान्त रहती हैं। इसे शान्त पेटी या डोलड्रम कहते हैं। उत्तरायण स्थिति यह उत्तर की खिसक जाती तथा दक्षिणायण होने पर : अपनी प्रारम्भिक अवस्था में आ जाती है। रेखा के सहारे इस डोलड्रम का विस्तार निम्नलिखित तीन क्षेत्रों में पाया जाता है

(i) -प्रशान्त डोलड्रम-विस्तार विषुवत्रेखीय प्रदेश के एक-तिहाई भाग पर है। « यह अफ्रीका महाद्वीप के पूर्वी भाग से 180° देशान्तर तक विस्तृत है।

(ii) मध्य अफ्रीका के पश्चिमी भाग-यह पेटी अफ्रीका के पश्चिमी भाग में खाड़ी से लेकर अन्ध महासागर में कनारी द्वीप के उत्तरी भाग तक विस्तृत

(iii) मध्य अमेरिका के पश्चिमी भाग-पेटी में दोपहर बाद संवहन धाराएँ उत्पन्न होती हैं तथा ठण्डी होकर गरज के साथ वर्षा करती हैं। डोलड्रम पश्चिम | पूर्व दिशा की ओर धरातल पर चलता है।

2. व्यापारिक पवनें या सन्मार्गी पवनें (Alizés)-दोनों गोलार्डो में उपोष्उच्च वायुदाब क्षेत्र से विषुवत्रेखीय निम्न वायुदाब क्षेत्र की ओर चलने वाली पवनों को व्यापारिक पवनों के नाम से पुकारा जाता है। गोलार्द्ध में इनकी दिशा उत्तर-पूर्व से दक्षिण-पश्चिम तथा दक्षिणी गोलार्द्ध में दक्षिण-पूर्व से उत्तर-पश्चिम की ओर होती है। पवनें 5° से 35° के मध्य चलती हैं। एवं सतत पवनें हैं तथा सदैव निश्चित दिशा एवं क्रम,से प्रवाहित होती हैं। इन्हें ‘सन्मार्गी पवनें’ भी कहा जाता है। काल में नौकाएँ एवं जलयान इन्हीं पवनों के माध्यम से आगे बढ़ते थे। इन पवनों का प्रवाह रुक जाता था तो व्यापार में बाधा पड़ती थी। कारण है कि इन पवनों का नाम व्यापारिक पवनें रखा गया था। पवनों की स्थिति स्थल भागों की अपेक्षा जल भागों में अधिक शक्तिशाली होती है। पवनों की गति 16 से 24 प्रति घण्टा होती है।

3. अश्व अक्षांश (Latitudes des chevaux)-गोलार्डों में 30° से 35° अक्षांशों के मध्य इनका विस्तार है। पेटी उपोष्ण उच्च वायुदाब की है। पेटी पछुवा पवनों एवं व्यापारिक पवनों के मध्य विभाजन का कार्य करती है। रेखा के समीप गर्म हुई वायु व्यापारिक पवनों के विपरीत दिशा में प्रवाहित होती हुई शीतले होकर 30° से 35° अक्षांशों के समीप नीचे उतरती है। : इन पवनों के नीचे उतरने के कारण यहाँ उच्च वायुदाब उत्पन्न हो जाता है। कारण यहाँ उपोष्ण कटिबन्धीय प्रति-चक्रवात हो जाते हैं, जिससे वायुमण्डल में स्थिरता जाती है। प्रकार वायु-प्रवाह शान्त हो जाता है जिससे मौसम भी शुष्क एवं मेघरहित हो जाता है।

काल में स्पेन के व्यापारी अपने जलयानों पर घोड़े (Ancre) ले जाते थे, क्योंकि इनके संचालन का आधार पछुवा पवनें होती थीं, परन्तु अत्यधिक वायुदाब के कारण जलयान डूबना प्रारम्भ कर देते जलयानों को हल्का करने के लिए कुछ घोड़े सागर में फेंक देते थे जिससे इन्हें अश्व-अक्षांशों के नाम से पुकारा जाने लगा।

4. पछुवा पवनें (vents d'ouest)-उच्च वायुदाब पेटी से उपध्रुवीय निम्न वायुभार पेटियों (60° से 65° अक्षांश) के मध्य चलने वाली स्थायी पवनों को ‘पछुवा पवनों के नाम से पुकारते हैं। की घूर्णन गति के कारण उत्तरी गोलार्द्ध में इनकी दिशा उत्तर-पूर्व की ओर होती है। पवनें शीत एवं शीतोष्ण कटिबन्धों में चलती हैं। शीत-प्रधान ध्रुवीय पवनों के उष्णार्द्र पछुवा पवनों के सम्पर्क में आने से वाताग्र (Avant) उत्पन्न हो जाता है। शीतोष्ण वाताग्र के नाम से जाना जाता है। से इनकी दिशा में परिवर्तन हो जाता है तथा मौसम में भी परिवर्तन आ जाता है। बादलों से युक्त हो जाता है तथा वर्षा होती रहती है। की अपेक्षा दक्षिणी गोलार्द्ध में पछुवा का प्रवाह तीव्र होता है, क्योंकि यहाँ पर जल की अधिकता है। पछुवा पवनें गर्जन-तर्जन के साथ चलती हैं जिससे समुद्री यात्रियों ‘गरजने वाला चालीसा’, ‘क्रुद्ध पचासा’ तथा ‘चीखती साठा’ आदि नामों पुकारा है।

5. ध्रुवीय पवनें (Vents polaires)-उत्तरी ध्रुवीय प्रदेशों में 60° से 65° अक्षांशों के मध्य पूर्वी पवनें चलती हैं। इन अक्षांशों के मध्य दोनों गोलार्डो में वायुदाब मिलता है, परन्तु शीतकाल में यह समाप्त हो जाता है। पर वर्ष-भर उच्च वायुदाब बना रहता है। ध्रुवीय उच्च वायुदाब से उप-ध्रुवीय की ओर चलने वाली पवनों को ‘ध्रुवीय पवनें’ कहते हैं। दिशा उत्तरी गोलार्द्ध में उत्तर-पूर्व तथा दक्षिणी गोलार्द्ध में दक्षिण-पूर्व होती है। उत्तरायण स्थिति में इनके प्रवाह क्षेत्र की ओर खिसक जाते हैं तथा दक्षिणायण में विपरीत होती पवनें 70° से 80° अक्षांशों के मध्य ही चल पाती हैं, क्योंकि इससे । उच्च वायुदाब के क्षेत्र सदैव बने रहते हैं। की ओर से चलने के कारण ये पवनें-अधिक ठण्डी एवं प्रचण्ड होती हैं। सम्पर्क शीतोष्ण कटिबन्धीय प्रदेशों की पवनों से होता है तो भयंकर चक्रवातों एवं प्रति-चक्रवातों की उत्पत्ति होती है।

या स्थायी या सनातनी हवाओं की उत्पत्ति

हवाओं की उत्पत्ति के नियम को ग्रहीय वायु सम्बन्धी नियम कहते हैं। नियम के अनुसार हवाएँ सदैव उच्च वायुदाब क्षेत्रों से निम्न वायुदाब क्षेत्रों की ओर प्रवाहित होती हैं। भिन्नता इन्हें गति प्रदान करती है, क्योंकि वायु गर्म होकर हल्की होने से ऊपर उठती है तथा उसके रिक्त स्थान की पूर्ति के लिए दूसरे स्थानों से भारी पवनं के रूप में दौड़ने लगती है। हवाओं की गति एवं दिशा पर पृथ्वी की घूर्णन गति का प्रभाव पड़ता है। के निश्चित दिशा की ओर बहने के महत्त्वपूर्ण सिद्धान्त निम्नलिखित हैं

1. फैरल का नियम (Loi de Ferrel)--संचरण विद्वान् | ने किया था। के अनुसार, “पृथ्वी पर प्रत्येक स्वतन्त्र पिण्ड अथवा तरल पदार्थ, जो गतिमान है, पृथ्वी की परिभ्रमण गति के कारण उत्तरी गोलार्द्ध में अपने दायीं ओर तथा दक्षिणी गोलार्द्ध में अपने बायीं ओर मुड़ जाता है। के अनुसार ही सनातनी हवाएँ उत्तरी गोलार्द्ध घड़ी की सूइयों के अनुकूल तथा दक्षिणी गोलार्द्ध में घड़ी की प्रतिकूल प्रवाहित होती

2. बाइज बैलट का नियम (Loi d'achat des bulletins de vote)-में हॉलैण्ड के वैज्ञानिक बाइज बैलट ने पवन-संचरण के सम्बन्ध में एक नवीन सिद्धान्त का प्रतिपादन किया था। के नाम पर इसे बाइज बैलट का नियम कहते हैं। के अनुसार, “यदि हम उत्तरी गोलार्द्ध चलती हुई हवा ओर पीठ करके खड़े हों तो हमारे बायीं ओर निम्न वायुभार तथा ओर उच्च वायुभार विपरीत दक्षिणी गोलारमें दायीं ओर निम्न वायुभार तथा बायीं ओर उच्च वायुभार होगा। है कि सनातनी हवाएँ उत्तरी गोलार्द्ध में उच्च दाब के चारों ओर घड़ी की सूइयों के अनुकूल और न्यून दाब के चारों ओर घड़ी की सूइयों के प्रतिकूल चला करती हैं। गोलार्द्ध में हवाओं की दिशा ठीक इसके विपरीत होती है।

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10 : Circulation atmosphérique

UCI Earth Systems Science 5 L'atmosphère (printemps 2014)
Conférence 10 : Circulation atmosphérique
Voir le cours complet : http://ocw.uci.edu/courses/ess_5_the_atmosphere.html
Instructeur : Julie Ferguson, Ph.D.

Licence : Creative Commons CC-BY-SA
Plus d'informations : http://ocw.uci.edu/info.
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Description : La composition et la circulation de l'atmosphère en mettant l'accent sur l'explication des principes fondamentaux de la météo et du climat. Les sujets comprennent le rayonnement solaire et terrestre, les nuages ​​et les conditions météorologiques.

Attribution requise : Ferguson, Julie Earth Science System 5 (UCI OpenCourseWare : Université de Californie, Irvine), http://ocw.uci.edu/courses/ess_5_the_atmosphere.html. [Date d'accès]. Licence : Creative Commons Attribution-ShareAlike 3.0 United States License

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ESS 5 : L'atmosphère de Julie Ferguson est sous licence Creative Commons Attribution-ShareAlike 4.0 International License.


4. Variations saisonnières des nuages

[38] La figure 10 montre les variations saisonnières des nuages ​​de DJF à JJA pour les nuages ​​hauts, moyens et bas dans ISCCP, CERES et les modèles. La variation saisonnière est définie comme la différence de fréquences des nuages ​​entre les saisons JJA et DJF. Dans les observations, le modèle dominant de variation saisonnière des nuages ​​élevés est le mouvement de l'ITCZ. Il y a peu de variation saisonnière des nuages ​​hauts vers les pôles de 30°. La variation saisonnière des nuages ​​moyens a un schéma ITCZ ​​similaire dans les tropiques, mais elle montre des réductions estivales aux latitudes moyennes, indiquant l'impact des nuages ​​de trajectoire de tempête aux latitudes moyennes hivernales. Cette variabilité saisonnière est plus prononcée dans l'hémisphère nord que dans l'hémisphère sud. Au nord de 50°, les deux ensembles de données satellitaires divergent considérablement l'un de l'autre pour les nuages ​​moyens, les données CERES indiquant une augmentation estivale. Les nuages ​​du milieu de la vue de dessus de HIRS montrent également une réduction de l'heure d'été qui ressemble davantage à l'ISCCP. Pour les nuages ​​bas, les deux jeux de données satellitaires montrent une réduction des nuages ​​en été. Cela pourrait être en partie lié à la protection des nuages ​​bas par les nuages ​​hauts et moyens qui maximisent en été. Les deux ensembles de données satellitaires divergent à nouveau l'un de l'autre au nord de 50°, et la variation saisonnière de l'ISCCP est plus cohérente avec les mesures de surface et HIRS à ces latitudes (chiffres non illustrés). Nous utilisons donc la variation saisonnière de l'ISCCP comme référence lorsque des évaluations quantitatives sont réalisées.

[39] La plupart des modèles ont pu simuler la variation saisonnière des nuages ​​hauts (Figure 10a). Les corrélations avec l'ISCCP et le CERES sont toutes supérieures à 0,9. Groupes de modélisation Weare et AMIP [1996] ont montré que presque tous les modèles AMIP I avaient des pics tropicaux de variabilité saisonnière qui étaient vers le pôle des observations. La figure 10a montre que seuls les modèles CAM2, CAM2x et GSFC ont encore cette tendance. Le modèle GISS a simulé une variation de type tropique aux latitudes moyennes. Pour faciliter la discussion, nous définissons l'amplitude saisonnière comme la moyenne quadratique pondérée de la variation saisonnière. Le GISS GCM a simulé la plus petite amplitude, 81 % de la mesure ISCCP. Le modèle GSFC a simulé la plus grande amplitude saisonnière, 180 % des données satellitaires.

[40] Pour les nuages ​​moyens, la plupart des modèles simulent une réduction de l'heure d'été aux latitudes moyennes, mais ils tendent à simuler une faible variabilité saisonnière sous les tropiques (Figure 10b). Les corrélations des changements saisonniers avec les observations sont de l'ordre de 0,6 à 0,9. L'ECHAM5 a simulé les plus petites variations saisonnières, avec des amplitudes d'environ 50% de la mesure ISCCP, tandis que le modèle GISS avait la plus grande amplitude saisonnière, environ 140% de la valeur ISCCP.

[41] La capacité des modèles à simuler les nuages ​​bas est plus faible (Figure 10c). Les corrélations des variations de nuages ​​bas simulées avec les valeurs ISCCP sont de -0,2 dans le CAM2 à 0,7 dans ECHAM5. La majorité des modèles avaient des corrélations de 0,2 à 0,5. Les différences RMS entre les modèles et l'ISCCP sont aussi importantes que les amplitudes saisonnières observées. Ces résultats sont similaires à ceux trouvés dans les travaux de Groupes de modélisation Weare et AMIP [1996] il y a environ 10 ans. Alors que les nuages ​​bas vus par satellite sont nécessairement affectés par les nuages ​​moyens et hauts et peuvent contenir des incertitudes plus importantes que les nuages ​​hauts et moyens, après avoir examiné les distributions géographiques des variations saisonnières des nuages ​​bas, nous avons tendance à conclure que la moins bonne qualité des variations saisonnières des nuages ​​bas dans les modèles n'est pas principalement causée par les effets de protection des nuages ​​moyens et hauts.

[42] Nous examinons ensuite les types de nuages ​​ISCCP individuels pour rechercher les facteurs de contrôle de premier ordre des variations saisonnières des nuages ​​dans les modèles. Les figures 11a et 11b montrent les variations saisonnières des nuages ​​hauts avec une profondeur optique intermédiaire et épaisse. Les deux ensembles de données satellitaires concordent bien les uns avec les autres. Les amplitudes saisonnières des nuages ​​intermédiaires élevés dans les modèles diffèrent de plusieurs fois, avec le HadAM3 montrant la plus petite amplitude de 30% de la valeur ISCCP, et le modèle GSFC montrant la plus grande amplitude de quatre fois la mesure ISCCP. De grandes différences sont également observées pour les nuages ​​​​élevés et épais. Le modèle GSFC avait la plus petite amplitude de 70 % des données satellitaires, tandis que les deux modèles HadAM montraient les plus grandes amplitudes saisonnières d'environ deux fois les valeurs ISCCP et CERES. Les figures 11c et 11d relient les amplitudes des amplitudes saisonnières aux fréquences moyennes annuelles des nuages ​​pour ces deux types de nuages. Le cercle plein à l'intérieur d'un carré désigne les données ISCCP, et celui à l'intérieur d'un triangle représente les données CERES. Les modèles qui simulaient de grandes fréquences annuelles présentaient également une plus grande variation saisonnière, et vice versa. La corrélation linéaire entre les amplitudes saisonnières et les quantités de nuages ​​de base est de 0,85 pour les nuages ​​intermédiaires élevés et de 0,7 pour les nuages ​​élevés et épais. Pour les nuages ​​minces élevés, la relation (non illustrée) est similaire à celles illustrées sur les figures 11c et 11d parmi les modèles.

[43] Un type différent de relations entre la variation saisonnière et la distribution de base des nuages ​​peut être observé sur les figures 12a et 12c pour les nuages ​​minces moyens. La figure 12a montre que les modèles ont produit très peu de changements saisonniers dans ce type de nuage dans les régions tropicales et subtropicales. Cela peut s'expliquer par la fréquence annuelle de base des nuages ​​dans les modèles illustrés à la figure 12c. Tous les modèles ont simulé très peu de nuages ​​minces moyens entre 40°N et 40°S. Par conséquent, il y a également peu de changements saisonniers et de variabilité intermodèle. Un cas contrasté est illustré sur les figures 12b et 12d pour les nuages ​​bas et épais. Les variations saisonnières des nuages ​​bas et épais dans de nombreux modèles sont considérablement plus importantes que dans les observations. À l'exception des modèles GSFC et LMD, tous les modèles ont simulé plus de deux fois les amplitudes saisonnières de la valeur ISCCP. L'amplitude ECHAM5 est six fois supérieure aux données satellitaires, suivie par HadAM3 et CAM2x avec des amplitudes 5 et 4 fois supérieures aux données ISCCP. Cette variation exagérée dans la plupart des modèles est clairement liée aux distributions de base des nuages ​​illustrées à la figure 12d, car la plupart des modèles ont considérablement surestimé la fréquence moyenne de ce type de nuage. Le modèle GSFC avait la plus petite quantité de nuages ​​bas épais, et donc la plus petite variation saisonnière. L'ECHAM5 a généré la plus grande quantité de ce type de nuage et avait la plus grande quantité de variation saisonnière. Le modèle LMD a produit la meilleure climatologie des nuages ​​bas épais et il a simulé le meilleur cycle saisonnier de ce type de nuages ​​par rapport à l'ISCCP et au CERES.

[44] Les biais des nuages ​​illustrés dans la section précédente ont donc un rapport direct avec les sensibilités des nuages ​​dans les modèles. Même si nos résultats n'invalident pas les rétroactions des nuages ​​et les résultats de sensibilité climatique des modèles, le fait que les incertitudes de rétroaction des nuages ​​n'ont pas été sensiblement réduites au cours des 15 dernières années [ Cubasch et al., 2001 Bony et al., 2004 ] suggère la nécessité d'améliorer les nuages ​​modèles au-delà de ce qui a été fait.


10 : Circulation atmosphérique

Solutions NCERT
Chapitre 10
Circulation atmosphérique et systèmes météorologiques

1. Questions à choix multiples.
(i) Si la pression atmosphérique en surface est de 1 000 mb, la pression atmosphérique à 1 km au-dessus de la surface sera :

(ii) La zone de convergence intertropicale se produit normalement :

(b) Près du tropique du Cancer

(c) Près du tropique du Capricorne

(iii) La direction du vent autour d'une dépression dans l'hémisphère nord est :

(b) Perpendiculaire aux isobares

(iv) Laquelle des régions suivantes est la région source de la formation des masses d'air ?

Rép. (c) Les plaines sibériennes.

2. Répondez aux questions suivantes en 30 mots environ.
(i) Quelle est l'unité utilisée pour mesurer la pression ? Pourquoi la pression mesurée au niveau de la station est-elle réduite au niveau de la mer en préparation de cartes météorologiques ?

Rép. Le millibar ou pascal est l'unité de mesure de la pression. L'unité la plus utilisée est le kilo Pascal exprimé en hpa. La distribution horizontale de la pression est étudiée en traçant des isobares à niveaux constants. Les isobares sont des lignes reliant des lieux ayant une pression égale. En raison de la gravité, l'air à la surface est plus dense et a donc une pression plus élevée. La pression atmosphérique est mesurée à l'aide d'un baromètre à mercure ou d'un baromètre anéroïde. Afin d'éliminer l'effet de l'altitude sur la pression, elle est mesurée à n'importe quelle station après avoir été ramenée au niveau de la mer pour la rendre comparative. La pression mesurée au niveau de la station est ramenée au niveau de la mer en préparation de cartes météorologiques. Les différences de pression entre les centres commerciaux sont très significatives en termes de direction et de vitesse du vent. La distribution horizontale de la pression est étudiée en traçant des isobares à niveaux constants. Les isobares sont des lignes reliant des lieux ayant une pression égale. Afin d'éliminer l'effet de l'altitude sur la pression, elle est mesurée à n'importe quelle station après avoir été ramenée au niveau de la mer à des fins de comparaison.

(ii) Alors que la force du gradient de pression va du nord au sud, c'est-à-dire de l'anticyclone subtropical à l'équateur dans l'hémisphère nord, pourquoi les vents sont-ils du nord-est dans les tropiques ?

Rép. La rotation de la terre affecte également le mouvement du vent. La force exercée par la rotation de la terre est connue sous le nom de force de Coriolis. En raison de cet effet, les vents se déplacent vers la droite par rapport à leur direction d'origine dans l'hémisphère nord et vers la gauche dans l'hémisphère sud. La déviation est plus importante lorsque la vitesse du vent est élevée. La force de Coriolis est directement proportionnelle à l'angle de latitude. Elle est maximale aux pôles et absente à l'équateur. La force de Coriolis agit perpendiculairement à la force du gradient de pression. La force du gradient de pression est perpendiculaire à une isobare. Plus la force du gradient de pression est élevée, plus la vitesse du vent est élevée et plus la déviation dans la direction du vent est importante. En raison de ces deux forces fonctionnant perpendiculairement l'une à l'autre, dans les zones de basse pression, le vent souffle autour d'elle. Par conséquent, lorsque la force du gradient de pression est du sud au nord, les vents se déplacent du sud au nord-est.

(iii) Quels sont les vents géotrophes ?

Rép. Le vent géostrophique est le vent théorique qui résulterait d'un équilibre exact entre la force de Coriolis et la force du gradient de pression. Cette condition est appelée équilibre géostrophique. La vitesse et la direction du vent sont le résultat net des forces génératrices du vent. Les vents dans la haute atmosphère, à 2 - 3 km au-dessus de la surface, sont exempts d'effet de friction de la surface et sont principalement contrôlés par le gradient de pression et la force de Coriolis. Lorsque les isobares sont droites et qu'il n'y a pas de frottement, la force du gradient de pression est équilibrée par la force de Coriolis et le vent résultant souffle parallèlement à l'isobare. Ce vent est connu sous le nom de vent géostrophique. Une particule d'air initialement au repos passera de la haute pression à la basse pression en raison de la force du gradient de pression. Cependant, lorsque cette parcelle d'air commence à se déplacer, elle est déviée par la force de Coriolis vers la droite dans l'hémisphère nord (vers la gauche dans l'hémisphère sud). Au fur et à mesure que le vent gagne de la vitesse, la déviation augmente jusqu'à ce que la force de Coriolis soit égale à la force du gradient de pression. À ce stade, le vent soufflera parallèlement aux isobares. Lorsque cela se produit, le vent est qualifié de géostrophique.

(iv) Expliquez les brises de terre et de mer.

Rép. Une brise de mer ou une brise de terre est un vent qui souffle d'un grand plan d'eau vers ou sur une masse continentale qu'il se développe en raison des différences de pression atmosphérique créées par les différentes capacités thermiques de l'eau et de la terre ferme. Ainsi, les brises de mer sont plus localisées que les vents dominants. Parce que la terre absorbe le rayonnement solaire beaucoup plus rapidement que l'eau, une brise de mer est un phénomène courant le long des côtes après le lever du soleil. Pendant la journée, la terre se réchauffe plus vite et devient plus chaude que la mer. Par conséquent, au-dessus de la terre, l'air s'élève, donnant lieu à une zone de basse pression, alors que la mer est relativement froide et que la pression au-dessus de la mer est relativement élevée. Ainsi, un gradient de pression de la mer à la terre est créé et le vent souffle de la mer à la terre, appelé brise de mer. En revanche, une brise de terre ou une brise de mer est l'effet inverse : la terre sèche se refroidit également plus rapidement que l'eau et, après le coucher du soleil, une brise de mer se dissipe et le vent s'écoule à la place de la terre vers la mer. Les brises de mer et les brises de terre sont deux facteurs importants dans les vents dominants des régions côtières.

3. Répondez aux questions suivantes en 150 mots environ.
(i) Discuter des facteurs affectant la vitesse et la direction du vent.

Rép. La vitesse du vent, ou vitesse d'écoulement du vent, est une grandeur atmosphérique fondamentale. La vitesse du vent est causée par le passage de l'air de la haute pression à la basse pression, généralement en raison des changements de température. La vitesse du vent affecte les prévisions météorologiques, les opérations aériennes et maritimes, les projets de construction, la croissance et le taux de métabolisme de nombreuses espèces végétales et d'innombrables autres implications. La vitesse du vent est maintenant couramment mesurée à l'aide d'un anémomètre, mais peut également être classée à l'aide de l'ancienne échelle de Beaufort, basée sur l'observation par les gens des effets du vent spécifiquement définis. L'air est mis en mouvement en raison des différences de pression atmosphérique. L'air en mouvement est appelé vent, qui souffle de la haute pression à la basse pression. Le vent à la surface subit des frottements. De plus, la rotation de la terre affecte également le mouvement du vent. La force exercée par la rotation de la terre est connue sous le nom de force de Coriolis. Ainsi, les vents horizontaux près de la surface de la terre répondent à l'effet combiné de trois forces - la force du gradient de pression, la force de friction et la force de Coriolis. De plus, la force gravitationnelle agit vers le bas.
(a) Force du gradient de pression : Dans les sciences de l'atmosphère (météorologie, climatologie et domaines connexes), le gradient de pression est une quantité physique qui décrit dans quelle direction et à quelle vitesse la pression change le plus rapidement autour d'un endroit particulier. Les différences de pression atmosphérique produisent une force. Le taux de variation de la pression par rapport à la distance est le gradient de pression. Le gradient de pression est fort là où les isobares sont proches les unes des autres et faible là où les isobares sont éloignées.
(b) Force de friction : La friction est la force qui résiste au mouvement relatif des surfaces solides, des couches fluides et des éléments matériels glissant les uns contre les autres. Il existe plusieurs types de frottement : Le frottement sec est une force qui s'oppose au mouvement latéral relatif de deux surfaces solides en contact. Cela affecte la vitesse du vent. Il est le plus important à la surface et son influence s'étend généralement jusqu'à une altitude de 1 à 3 km. Sur la surface de la mer, la friction est minime.
(c) Force de Coriolis : Force de Coriolis est un artefact de la rotation de la Terre. Une fois que l'air a été mis en mouvement par la force du gradient de pression, il subit une déviation apparente de sa trajectoire, comme le voit un observateur sur la terre. Cette déviation apparente est appelée « force de Coriolis » et est le résultat de la rotation de la Terre. La rotation de la terre autour de son axe influe sur la direction du vent. Cette force est appelée force de Coriolis. Il dévie le vent dans la bonne direction dans l'hémisphère nord et dans la nature. Ils oscillent avec le mouvement apparent du soleil. Dans l'hémisphère nord, en hiver, ils se déplacent vers le sud et en été vers le nord.

(ii) Dessinez un schéma simplifié pour montrer la circulation générale de l'atmosphère sur le globe. Quelles sont les raisons possibles de la formation d'anticyclones subtropicaux sur les 30 et 176 latitudes N et S ?

Rép. La circulation générale de l'atmosphère met également en mouvement la circulation des eaux océaniques qui influence le climat terrestre. La circulation générale de l'atmosphère affecte également les océans. Les vents à grande échelle de l'atmosphère initient des courants océaniques larges et lents, qui à leur tour fournissent de l'énergie et de la vapeur d'eau dans l'air. Ces interactions se déroulent assez lentement sur une grande partie de l'océan. L'air dans la zone de convergence intertropicale (ITCZ) s'élève à cause de la convection causée par les hautes

l'ensoleillement et une basse pression est créée.Les vents des tropiques convergent vers cette zone de basse pression. L'air convergé monte avec la cellule convective. Il atteint le sommet de la troposphère jusqu'à une altitude de 14 km. et se dirige vers les pôles. Cela provoque une accumulation d'air à environ 30 ° 176 N et S. Une partie de l'air accumulé descend au sol et forme un anticyclone subtropical. Une autre raison du naufrage est le refroidissement de l'air lorsqu'il atteint les latitudes 30 et 176 N et S. La dorsale subtropicale, également connue sous le nom de hautes latitudes subtropicales ou de cheval, est une ceinture importante de hautes pressions atmosphériques située autour des latitudes 30&# 176N dans l'hémisphère nord et 30 0 S dans l'hémisphère sud. C'est le produit de la cellule de circulation d'air mondiale connue sous le nom de cellule de Hadley.

(iii) Pourquoi le cyclone tropical prend-il naissance au-dessus des mers ? Dans quelle partie du cyclone tropical soufflent les pluies torrentielles et les vents à grande vitesse et pourquoi ?

Rép. Les cyclones tropicaux sont des systèmes de basse pression qui se forment au-dessus des eaux tropicales chaudes. Les cyclones tropicaux tirent leur énergie des océans tropicaux chauds et ne se forment que si la température de surface de la mer est supérieure à 26,5 °C, bien qu'une fois formés, ils puissent persister à des températures de surface de la mer plus basses. Les cyclones tropicaux peuvent persister plusieurs jours et suivre des trajectoires assez erratiques. Ils se dissipent généralement au-dessus des terres ou des océans plus froids. A l'équateur, la force de Coriolis est nulle et le vent souffle perpendiculairement aux isobares. La basse pression se remplit au lieu de s'intensifier. C'est la raison pour laquelle les cyclones tropicaux ne se forment pas près de l'équateur.
Des précipitations intenses se produisent à gauche du cyclone. Les précipitations maximales se produisent près du centre de la tempête. Le maximum secondaire de précipitations se produit à 2º du maximum primaire à droite du centre de la tempête. Les cyclones lents/de grande taille donnent plus de précipitations, tandis que, rapides
les plus mobiles/de petite taille donnent moins de précipitations. Plus de 90 % des précipitations sont limitées dans un rayon de 200 km autour de la tempête. Des pluies torrentielles se produisent dans l'œil du cyclone. Le vent fort circulant en spirale autour du centre s'appelle l'œil. Le diamètre du système de circulation peut varier entre 150 et 250 km. L'œil est une région de calme avec de l'air s'affaissant. Autour de l'œil se trouve la paroi oculaire, où il y a une forte montée en spirale de l'air à une plus grande hauteur atteignant la tropopause. Le vent atteint sa vitesse maximale dans cette région, atteignant jusqu'à 250 km/h. À partir du mur de l'œil, des bandes de pluie peuvent irradier et des trains de cumulus et de cumulonimbus peuvent dériver vers la région externe.
En raison des pluies torrentielles, le vent soufflant de ces régions est humide. Il apporte des précipitations dans les régions océaniques. En raison des pluies torrentielles, de fortes pluies ont lieu sur la côte est de l'Inde et la côte nord-est de la Chine.


Modèle à trois cellules

Si nous tenons compte des effets d'une planète en rotation, le modèle simple à cellule unique ci-dessus se décompose en plusieurs cellules dans chaque hémisphère, comme le montre la figure ci-dessous. Il peut sembler plus complexe et sans rapport avec le modèle à cellule unique, mais il existe de nombreuses similitudes ci-dessus. Il y a toujours un excès de chaleur dans les régions équatoriales et un excès de refroidissement dans les régions polaires. Au lieu que la chaleur soit redistribuée par une seule cellule de Hadley massive de l'équateur aux pôles, il y a maintenant trois cellules convectives. La première d'entre elles est toujours la même cellule de Hadley thermiquement directe qu'avant, mais elle ne s'étend maintenant que de l'équateur jusqu'à environ 30° de latitude. Les pôles ont encore un grand système de haute pression, tandis que l'équateur a une large ceinture de basse pression le long de celui-ci. Regardons de plus près ce qui arrive à l'air ascendant juste au-dessus de l'équateur.

Modèle à trois cellules de la Terre en rotation et des circulations de vent qui en résultent (CC BY-SA 4.0).

A l'équateur, l'air près de la surface est chaud, les vents sont légers et le gradient de pression est faible. Cette région au temps monotone est connue sous le nom de marasme. L'air chaud s'y élève, se condensant en d'énormes cumulonimbus et orages, qui libèrent de grandes quantités de chaleur latente au fur et à mesure qu'ils se forment. La chaleur supplémentaire rend l'air encore plus susceptible de s'élever et fournit l'énergie qui alimente la branche montante de la cellule de Hadley. Cet air ascendant atteint la tropopause stable, ce qui l'empêche de s'élever davantage, provoquant une divergence de l'air aux niveaux supérieurs et un déplacement vers les pôles. En raison de la force de Coriolis, ce flux vers les pôles de niveau supérieur est dévié vers la droite dans l'hémisphère nord et vers la gauche dans l'hémisphère sud, fournissant des vents d'ouest en altitude (près de la tropopause) dans les deux hémisphères de la cellule de Hadley.

Au fur et à mesure que l'air se déplace vers les pôles depuis les régions équatoriales, il subit constamment un refroidissement par rayonnement car il émet un rayonnement infrarouge. Simultanément, cet air commence à converger et à s'entasser à l'approche des latitudes moyennes (autour de 30° de latitude dans les deux hémisphères). Cette convergence d'air bien au-dessus de la surface augmente la masse d'air en altitude, augmentant la pression à la surface. Cette augmentation de la pression de surface se traduit par une ceinture de centres de haute pression appelés sommets subtropicaux vers 30°N et 30°S. Ces latitudes sont communément appelées les latitudes des chevaux.

Au fur et à mesure que cet air convergent au-dessus des sommets subtropicaux descend lentement, il se réchauffe adiabatiquement par compression. Cet air descendant, assèche l'atmosphère créant un ciel généralement clair et peu de pluie. Au-dessus des océans, de faibles gradients de pression dans les centres élevés produisent des vents faibles. Certains de ces vents de surface plus légers commencent à reculer vers l'équateur et sont déviés par la force de Coriolis. Cela provoque des vents du nord-est dans l'hémisphère nord et des vents du sud-est dans l'hémisphère sud dans les régions tropicales. Ces vents sont connus sous le nom de alizés, et ils ont une forte influence sur les régimes de vent quotidiens à Hawai'i. Près de l'équateur, les alizés du nord-est et du sud-est convergent en surface à ce qu'on appelle la zone de convergence intertropicale (ITCZ). Ici, la convergence renforce encore la branche montante de la cellule de Hadley.

De retour à 30° de latitude, alors qu'une partie de l'air descendant le long des anticyclones subtropicaux se dirige vers l'équateur pour compléter la cellule de Hadley, une partie de l'air descendant se déplace également vers les pôles. Cet air de surface mobile vers les pôles passe de 30° à 60° et est à nouveau dévié par la force de Coriolis. Il en résulte une surface dominante vents d'ouest qui ont un impact sur les latitudes moyennes dans les deux hémisphères. C'est pour cette raison que le temps se déplace d'ouest en est à travers les États-Unis continentaux. Souvent, ce flux d'ouest est interrompu par des systèmes à haute et basse pression qui se déplacent avec le flux de surface moyen. Nous en apprendrons davantage à ce sujet dans les deux prochains chapitres. Lorsque l'air de surface se déplace vers les pôles de 30° à 60°, il entre en collision avec l'air polaire froid se déplaçant vers l'équateur. Ces masses d'air ne se mélangent pas facilement et sont séparées par une limite connue sous le nom de front polaire. Au front polaire, l'air de surface converge et s'élève au dépression subpolaire, et les orages et la convection se développent ici. Une partie de cet air ascendant monte jusqu'à la tropopause où il revient à 30° de latitude et descend à l'anticyclone subtropical avec la branche descendante de la cellule de Hadley. Cette cellule de circulation de 30° à 60° est connue sous le nom de Cellule de Ferrel, qui est un thermiquement indirect circulation dans laquelle l'air frais monte et l'air chaud descend.

Derrière le front polaire dans l'hémisphère nord, l'air polaire de surface froide se déplace des pôles vers 60°. Lorsque l'air se déplace vers l'équateur, il est à nouveau dévié par la force de Coriolis. Dans les régions arctiques, l'air s'écoule généralement du nord-est, tandis que dans l'Antarctique, l'air s'écoule du sud-est. Ceux-ci sont connus sous le nom de vents d'est polaires. Le long du front polaire, où l'air polaire froid entre en collision avec l'air chaud de la cellule de Ferrel, une partie de l'air ascendant retourne vers les pôles, qui est dévié sous la forme d'un vent d'ouest en altitude. Finalement, cet air atteint les pôles, retombe à la surface et retourne vers le front polaire, ce qui nous donne la Cellule polaire.

Pour résumer, en revenant à l'image du modèle à trois cellules : il y a deux grandes ceintures de haute pression et deux grandes ceintures de basse pression dans chaque hémisphère (si vous incluez l'équateur dans les deux). Des zones de haute pression et d'air descendant existent près de 30° de latitude et aux pôles. Des régions de basse pression et d'air ascendant existent au-dessus de l'équateur et près de 60° de latitude près du front polaire. En sachant que les vents se déplacent dans le sens inverse des aiguilles d'une montre (dans le sens des aiguilles d'une montre) autour des systèmes de basse pression dans l'hémisphère nord (hémisphère sud) et dans le sens des aiguilles d'une montre (dans le sens inverse) autour des systèmes de haute pression dans l'hémisphère nord (hémisphère sud), vous pouvez avoir une idée assez générale de la façon dont la surface les vents soufflent dans le monde en moyenne. Les alizés soufflent des anticyclones subtropicaux à 30° vers l'équateur, les vents d'ouest soufflent des anticyclones subtropicaux vers le front polaire et les vents d'est polaires soufflent des pôles vers le front polaire à la surface. Les zones où ces vents convergent auront un mouvement ascendant et une basse pression à la surface, et les régions où ces vents divergent auront un mouvement descendant et une haute pression à la surface.

Comment ce modèle à trois cellules correspond-il à la réalité ? Bien que certaines divergences mineures existent, par exemple, en réalité, une grande partie des vents d'altitude dans les latitudes moyennes sont d'ouest comme la surface, tandis que la cellule de Ferrel suggère qu'il devrait y avoir des vents d'est en altitude. Cependant, ce modèle est à peu près précis pour les vents de surface et fournit un très bon modèle de premier ordre pour la circulation générale.

Vents moyens près de la surface (CC BY-NC-SA 4.0).

Comment le champ de pression moyen au niveau de la mer en surface dans le monde réel se compare-t-il à l'image ci-dessus ? Lorsque nous ajoutons les continents, les masses de glace, les océans, les montagnes et les forêts, nous obtenons une moyenne qui ressemble aux deux chiffres ci-dessous. Les cartes suivantes montrent le champ de pression moyen au niveau de la mer pour janvier et juillet, en moyenne de 1981 à 2010.

En regardant les deux cartes ci-dessous, vous remarquerez peut-être qu'il y a des zones où les systèmes de basse et de haute pression semblent persister tout au long de l'année - on les appelle sommets semi-permanents et dépressions semi-permanentes. Ceux-ci incluent le Bermudes-Açores Haute, les Haut du Pacifique, les Basse islandaise, et le Basse Aléoutienne.

Carte des hauts et des bas semi-permanents au cours du mois de janvier (CC BY-NC-SA 4.0). Carte des hauts et des bas semi-permanents au cours du mois de juillet (CC BY-NC-SA 4.0).


Vent cyclostrophique

Le vent cyclostrophique se produit à des échelles cycloniques plus petites (à la mésoéchelle) telles que les tornades, les trombes marines et même le centre d'un cyclone tropical. Parce que l'échelle est petite, la force de Coriolis ne joue aucun rôle. Lorsqu'une petite échelle cyclonique telle qu'une tornade se forme pour la première fois, les vents tangentiels et la force centrifuge augmentent beaucoup plus rapidement que la force de Coriolis en raison du très fort gradient de pression. En conséquence, la force centrifuge s'équilibre avec la force du gradient de pression, ignorant les effets négligeables de la force de Coriolis. Parce que l'échelle est petite et indépendante de la force de Coriolis, la direction des vents cyclostrophiques peut être dans le sens horaire ou antihoraire dans les deux hémisphères. Pour les anticyclones ou les anticyclones, cependant, ils n'ont généralement pas de forts gradients de pression. Ainsi, les vents autour de l'anticyclone sont trop faibles pour être en équilibre cyclostrophique.

Diagramme de force du vent cyclostrophique où la force du gradient de pression est équilibrée par la force centrifuge (image créée par Shintaro Russell via Paint.net).

Tous les bilans éoliens discutés (bilan géostrophique, vent de gradient, vent ABL et vent cyclostrophique) se produisent dans l'atmosphère terrestre dans des conditions différentes. Les chapitres suivants rendront ces applications plus claires et vous pouvez revenir ici pour référence.


Voir la vidéo: 9 masses dair et circulation atmosphérique