Gradient linéaire. champ barique

En regardant les isobares sur la carte synoptique, nous remarquons qu'à certains endroits, les isobares sont plus épaisses, à d'autres - moins souvent. Il est évident que dans les premiers endroits, la pression atmosphérique change plus fortement dans la direction horizontale, dans le second - plus faible.

Pour exprimer avec précision l'évolution de la pression atmosphérique dans le sens horizontal, vous pouvez utiliser ce que l'on appelle le gradient barique horizontal ou le gradient de pression horizontal. Le gradient de pression horizontal est le changement de pression par unité de distance dans le plan horizontal (plus précisément, sur la surface plane); dans ce cas, la distance est prise dans le sens où la pression décroît le plus fortement.

Ainsi, le gradient barique horizontal est un vecteur dont la direction coïncide avec la direction de la normale à l'isobare dans le sens de la pression décroissante, et la valeur numérique est égale à la dérivée de la pression selon cette direction (G = -dp/dl) .

Comme tout vecteur, le gradient barique horizontal peut être représenté graphiquement par une flèche ; dans ce cas, une flèche dirigée selon la normale à l'isobare dans le sens de la pression décroissante.

Lorsque les isobares sont condensées, le changement de pression par unité de distance le long de la normale à l'isobare est plus important ; là où les isobares sont écartées, il est plus petit.

S'il existe un gradient barique horizontal dans l'atmosphère, cela signifie que les surfaces isobares d'une section donnée de l'atmosphère sont inclinées par rapport à la surface plane et, par conséquent, se croisent avec elle, formant des isobares.

En pratique, le gradient barique moyen est mesuré sur des cartes synoptiques pour une section particulière du champ barique. A savoir, ils mesurent la distance entre deux isobares adjacentes dans une zone donnée le long d'une ligne droite. Ensuite, la différence de pression entre les isobares (généralement 5 mb) est divisée par cette distance, exprimée en grandes unités - 100 km. Dans les conditions atmosphériques réelles près de la surface de la Terre, les gradients bariques horizontaux sont de l'ordre de quelques millibars (généralement 1 à 3) par 100 km.

Changement de pression avec l'altitude

La pression atmosphérique diminue avec l'altitude. Cela est dû à deux raisons. Premièrement, plus nous sommes hauts, plus la hauteur de la colonne d'air au-dessus de nous est basse et, par conséquent, moins le poids nous pèse. Deuxièmement, avec la hauteur, la densité de l'air diminue, il se raréfie, c'est-à-dire qu'il a moins de molécules de gaz, et donc il a moins de masse et de poids.

L'atmosphère standard internationale (en abrégé ISA, en anglais ISA) est une distribution verticale conditionnelle de la température, de la pression et de la densité de l'air dans l'atmosphère terrestre. La base de calcul des paramètres de l'ISA est la formule barométrique, avec les paramètres définis dans la norme.

Pour ISA, les conditions suivantes sont acceptées : la pression atmosphérique au niveau moyen de la mer à une température de 15 °C est de 1013 mb (101,3 kN/m² ou 760 mmHg), la température diminue verticalement avec une augmentation de l'altitude de 6,5 °C de 1 km au niveau de 11 km (altitude conditionnelle du début de la tropopause), où la température devient égale à -56,5 °C et cesse presque de changer.

Vlad Merjevitch

Un dégradé est une transition en douceur d'une couleur à une autre, et il peut y avoir plusieurs couleurs elles-mêmes et des transitions entre elles. À l'aide de dégradés, les effets de conception Web les plus bizarres sont créés, par exemple, la pseudo-tridimensionnalité, l'éblouissement, l'arrière-plan, etc. De plus, avec un dégradé, les éléments sont plus jolis que les éléments simples.

Il n'y a pas de propriété distincte pour ajouter le dégradé, car il est considéré comme une image d'arrière-plan, il est donc ajouté via la propriété background-image ou la propriété générique background, comme illustré dans l'exemple 1.

Exemple 1 Dégradé

Ici, l'idiome obscène commence traditionnellement une image en prose, mais le jeu de langage ne conduit pas à une compréhension dialogique active.

Le résultat de cet exemple est montré sur la Fig. une.

Riz. 1. Dégradé linéaire pour un paragraphe

Dans le cas le plus simple avec deux couleurs montré dans l'exemple 1, écrivez d'abord la position à partir de laquelle le dégradé commencera, puis les couleurs de début et de fin.

Pour enregistrer une position, écrivez d'abord à , puis ajoutez les mots-clés top , bottom et left , right , ainsi que leurs combinaisons. L'ordre des mots n'est pas important, vous pouvez écrire en haut à gauche ou en haut à gauche . En tableau. 1 montre les différentes positions et type de dégradé résultant pour les couleurs #000 et #fff, sinon du noir au blanc.

Languette. 1. Types de dégradés

Position		La description	Voir
en haut	0deg	Vers le haut.
la gauche	270 degrés	De droite à gauche.
fond	180 degrés	De haut en bas.
à droite	90 degrés	De gauche à droite.
en haut à gauche		Du coin inférieur droit au coin supérieur gauche.
en haut à droite		Du coin inférieur gauche au coin supérieur droit.
en bas à gauche		Du coin supérieur droit au coin inférieur gauche.
en bas à droite		Du haut à gauche au bas à droite.

Au lieu d'un mot-clé, il est permis de définir la pente de la ligne de dégradé, qui indique la direction du dégradé. Tout d'abord, une valeur positive ou négative de l'angle est écrite, puis deg est additionné.

Zéro degré (ou 360º) correspond à un gradient de bas en haut, puis le compte à rebours se fait dans le sens des aiguilles d'une montre. L'angle d'inclinaison de la ligne de gradient est indiqué ci-dessous.

Pour la valeur en haut à gauche et les valeurs similaires, l'angle de la ligne de dégradé est calculé en fonction des dimensions de l'élément de manière à relier deux points d'angle opposés en diagonale.

Pour créer des dégradés complexes, deux couleurs ne suffiront plus, la syntaxe permet d'en ajouter un nombre illimité, en listant les couleurs séparées par des virgules. Dans ce cas, vous pouvez utiliser une couleur transparente (le mot-clé transparent), ainsi qu'une couleur translucide utilisant le format RGBA, comme illustré dans l'exemple 2.

Exemple 2 : Couleurs translucides

HTML5 CSS3 IE 9 IE 10 Cr Op Sa Fx

Le résultat de cet exemple est montré sur la Fig. 2.

Riz. 2. Dégradé avec des couleurs translucides

Pour positionner avec précision les couleurs dans un dégradé, la valeur de la couleur est suivie de sa position en pourcentages, pixels ou autres unités. Par exemple, l'entrée rouge 0%, orange 50%, jaune 100% signifie que le dégradé commence par le rouge, puis 50 % passe à l'orange, puis jusqu'au jaune. Pour plus de simplicité, les unités extrêmes telles que 0 % et 100 % peuvent être omises, elles sont supposées par défaut. L'exemple 3 montre la création d'un bouton dégradé dans lequel la position de la deuxième couleur sur les trois est fixée à 36%.

Exemple 3 : bouton dégradé

HTML5 CSS3 IE 9 IE 10 Cr Op Sa Fx

Appuyez-moi doucement

Le résultat de cet exemple est montré sur la Fig. 3.

Riz. 3. Bouton dégradé

En définissant la position de la couleur, vous pouvez obtenir des transitions nettes entre les couleurs, ce qui donne finalement un ensemble de rayures monochromatiques. Ainsi, pour deux couleurs, quatre couleurs doivent être spécifiées, les deux premières couleurs sont les mêmes et commencent de 0% à 50%, les couleurs restantes sont également les mêmes entre elles et continuent de 50% à 100%. L'exemple 4 ajoute des rayures comme arrière-plan de la page Web. En raison du fait que les valeurs extrêmes sont remplacées automatiquement, elles peuvent être omises, il suffit donc d'écrire seulement deux couleurs.

Exemple 4. Rayures unies

HTML5 CSS3 IE 9 IE 10 Cr Op Sa Fx

La bourgeoisie et l'intégrité européennes typiques illustrent gracieusement la langue officielle.

Le résultat de cet exemple est montré sur la Fig. 4. Notez que l'une des couleurs du dégradé est définie sur transparent, de sorte qu'elle change indirectement via la couleur d'arrière-plan de la page Web.

Riz. 4. Fond de rayures horizontales

Les dégradés sont très populaires parmi les concepteurs de sites Web, mais leur ajout est compliqué par des propriétés différentes pour chaque navigateur et en spécifiant de nombreuses couleurs. Pour vous faciliter la création de dégradés et les insérer dans votre code, je vous recommande www.colorzilla.com/gradient-editor, qui facilite la configuration des dégradés et l'obtention immédiate du code dont vous avez besoin. Il existe des modèles prêts à l'emploi (Préréglages), un aperçu du résultat (Aperçu), des paramètres de couleur (Ajustements), un code final (CSS) qui prend en charge IE via des filtres. Pour ceux qui ont travaillé dans Photoshop ou un autre éditeur graphique, créer des dégradés semblera une mince affaire, le reste ne sera pas difficile à comprendre rapidement. En général, je le recommande vivement.

Considérons dans l'atmosphère un parallélépipède rectangle avec des nervures dx, dy, dz(Fig. 5.12) . Nous nous intéressons au changement de pression dans la direction horizontale, c'est-à-dire le long de l'axe X.

Laissez la pression isobare R dirigé parallèlement à l'axe y, le long du bord. Parallèle à elle le long de la côte SW passe une isobare avec pression ( p+dp). Rappelons que la pression atmosphérique est caractérisée par une force agissant par unité de surface, normale à cette dernière. Dans ce qui suit, nous négligeons les changements temporels de pression, c'est-à-dire nous ne considérons son changement que dans l'espace.

Figure / 5.12. Au calcul de la force du gradient de pression horizontal

Ainsi, sur le côté gauche de AA "D" D, la pression atmosphérique est égale à R La pression sur la face opposée de BB"C"C est . Puisque la force agissant sur toute la face est égale au produit de la pression atmosphérique et de sa surface, nous écrivons l'expression de la force :

la gauche pdyz,

· sur la droite .

En conséquence, le volume dxdydz la force agit dFX), égal à

Selon la deuxième loi de Newton, la force dFX et la masse du volume considéré

dm = pdxdydz (5.2)

liés les uns aux autres (le rapport de la force à la masse est égal à l'accélération un):

d'où, compte tenu de (5.1) et (5.2)

On a l'expression de l'accélération un, qui crée la force du gradient barique. Sa valeur, d'après (5.3), est égale à la force du gradient barique par unité de masse d'un volume élémentaire d'air. Le signe moins dans les formules (5.1) et (5.4) indique que la force et l'accélération du gradient barique sont dirigées dans le sens de la pression décroissante. De plus, la force et l'accélération du gradient barique agissent dans le sens de la décroissance la plus rapide de la pression. Cette direction est la direction de la normale à l'isobare au point d'application de la force considéré.

Dans (5.4) l'expression est égale à la valeur numérique du gradient barique. Le gradient barique horizontal peut être représenté graphiquement par une flèche pointant la normale à l'isobare dans le sens de la pression décroissante. La longueur de la flèche doit être proportionnelle à la valeur numérique du gradient (Fig. 5.13). En d'autres termes, l'amplitude du gradient barique horizontal est inversement proportionnelle à la distance entre les isobares.

Évidemment, là où les isobares sont condensées, le gradient barique, c'est-à-dire le changement de pression par unité de distance le long de la normale à l'isobare est plus important. Là où les isobares sont écartées, le gradient barique est plus petit.

Riz. 5.13. Les flèches indiquent le gradient barique horizontal en trois points du champ barique.

Les surfaces isobares sont toujours inclinées dans le sens du gradient, c'est-à-dire dans le sens où la pression diminue (Fig. 5.13).

Le gradient barique vertical (voir Chap. 1) est des dizaines de milliers de fois plus grand que le gradient horizontal. Dans ce qui suit, seul le gradient barique horizontal sera discuté. Pour déterminer le gradient barique moyen d'une section du champ barique, la pression est mesurée selon la normale aux isobares en deux points situés à une distance correspondant à un degré du méridien (111 km). Le gradient de pression est numériquement égal à la différence de pression et a la dimension de mb/111 km (ou hPa/111 km). Dans l'atmosphère près de la surface de la Terre, l'ordre de grandeur des gradients bariques horizontaux est de plusieurs millibars (généralement 1 à 3) par degré méridien (111 km).

Riz. 5.14. Coupe verticale des surfaces isobares. Flèche – direction du gradient barique horizontal ; double ligne - surface plane

Par exemple, supposons que la distance entre les isobares adjacentes soit de 2 cm sur une carte synoptique à l'échelle 1 : 10 000 000. Le pas des isobares est de 5 mb. Pour l'échelle indiquée, 2 cm sur la carte correspondent à 200 km en nature. Par conséquent, la différence de pression aux 100 km sera de 5/2 = 2,5 mb/100 km. Pour une distance de 111 km, cette différence = 2,75 mb/111 km.

Si seule la force du gradient barique horizontal agissait dans l'atmosphère, alors l'air se déplacerait uniformément accéléré, avec une accélération qui peut être calculée à l'aide de la formule (5.4). L'accélération aux gradients de pression réels est faible, de l'ordre de 0 à 0,3 cm/s 2 . Néanmoins, avec une augmentation de la durée d'action de la force de gradient barique, les vitesses du vent augmenteraient indéfiniment. En réalité, les vitesses du vent dépassent rarement 10 m/s ou plus. Par conséquent, il existe également d'autres forces qui équilibrent la force du gradient barique (plus à ce sujet dans le chapitre suivant).

Changement de gradient barique avec la hauteur associée à une répartition inégale de la température. Après S.P. Khromov, imaginez que le gradient barique à la surface de la terre est nul, c'est-à-dire la pression en tous points est la même (Fig. 5.15). Dans ce cas, la température dans une partie de la zone considérée est plus élevée, dans l'autre elle est plus basse. g le gradient horizontal de température (thermique), par définition, T, est toujours dirigé le long de la normale à l'isotherme (ligne d'égales températures) dans la direction où la température augmente.

Rappelons que la pression diminue avec l'altitude d'autant plus que la température de l'air baisse. Il s'ensuit que les surfaces isobares avec une distribution de température inégale ne peuvent pas être horizontales. Même si la surface isobare de la surface est horizontale, chaque surface isobare sus-jacente sera moins élevée au-dessus de la surface sous-jacente dans l'air froid, plus dans l'air chaud. Cela signifie que les surfaces sus-jacentes seront inclinées de l'air chaud vers l'air froid (Fig. 5.15). Ainsi, bien que le gradient barique horizontal soit nul près de la surface terrestre, il existe un tel gradient dans les couches sus-jacentes.

z

Chaleur Froide

Riz. 5.15. Relation entre les gradients horizontaux de température et de pression

De plus, quel que soit le gradient barique horizontal à la surface de la terre, avec l'altitude il se rapprochera du gradient horizontal de température dans sa direction. À une altitude suffisamment élevée, le gradient barique horizontal coïncidera étroitement en direction avec le gradient de température horizontal moyen dans la couche d'air du niveau inférieur au niveau supérieur. De la fig. 5.15, il s'ensuit que dans les régions chaudes de l'atmosphère, la pression à une hauteur donnée sera augmentée, et dans les régions froides, elle sera réduite.

La différence de pression atmosphérique entre deux zones à la fois à la surface de la terre et au-dessus provoque un mouvement horizontal des masses d'air - le vent. D'autre part, la gravité et la friction à la surface de la terre maintiennent les masses d'air en place. Par conséquent, le vent ne se produit qu'à une chute de pression suffisamment importante pour vaincre la résistance de l'air et le faire bouger. Évidemment, la différence de pression doit être liée à l'unité de distance. Comme unité de distance, ils prenaient 10 méridiens, soit 111 km. A l'heure actuelle, pour simplifier les calculs, nous avons convenu de prendre 100 km.

Le gradient barique horizontal est une perte de charge de 1 mb sur une distance de 100 km le long de la normale à l'isobare dans le sens de la pression décroissante.

La vitesse du vent est toujours proportionnelle à la pente : plus l'excès d'air est important dans une zone par rapport à une autre, plus son écoulement est fort. Sur les cartes, l'amplitude du gradient est exprimée par les distances entre les isobares : plus l'une est proche de l'autre, plus le gradient est important et plus le vent est fort.

En plus du gradient barique, la rotation de la Terre, ou la force de Coriolis, la force centrifuge et le frottement agissent sur le vent.

La rotation de la Terre (force de Coriolis) dévie le vent dans l'hémisphère nord vers la droite (dans l'hémisphère sud vers la gauche) de la direction du gradient. Le vent théoriquement calculé, qui n'est affecté que par les forces du gradient et de Coriolis, est dit géostrophique. Il souffle tangentiellement aux isobares.

Plus le vent est fort, plus sa déviation est importante en raison de la rotation de la Terre. Elle augmente avec l'augmentation de la latitude. Sur terre, l'angle entre la direction du gradient et le vent atteint 45-50 0 , et sur la mer - 70-80 0 ; sa valeur moyenne est de 60 0 .

La force centrifuge agit sur le vent dans les systèmes bariques fermés - cyclones et anticyclones. Elle est dirigée selon le rayon de courbure de la trajectoire vers sa convexité.

La force de frottement de l'air à la surface de la terre réduit toujours la vitesse du vent. La vitesse du vent est inversement proportionnelle à la quantité de frottement. Avec le même gradient de pression sur la mer, les steppes et les plaines désertiques, le vent est plus fort que sur les terrains accidentés vallonnés et forestiers, et encore plus montagneux. Le frottement affecte la couche inférieure, d'environ 1000 mètres, appelée couche de frottement. Au-dessus, les vents sont géostrophiques.

La direction du vent est déterminée par le côté de l'horizon d'où il souffle. Pour le désigner, on prend généralement une rose des vents à 16 faisceaux : C, NW, NW, WNW, W, WSW, SW, SSW, S, SSE, SE, ESE, B, NE, NE, NNE.

Parfois, l'angle (rhumb) entre la direction du vent et le méridien est calculé, avec le nord (N) considéré comme 0 0 ou 360 0, l'est (E) - pour 90 0, le sud (S) - 180 0, l'ouest ( W) - 270 0.

8.25 Causes et signification de l'inhomogénéité du champ barique terrestre

Pour l'enveloppe géographique, ce ne sont pas les maxima et les minima de pression eux-mêmes qui sont importants, mais la direction de ces courants d'air verticaux qui les créent.

La taille de la pression atmosphérique indique la direction des mouvements d'air verticaux - ascendants ou descendants, et ils créent des conditions de condensation d'humidité et de précipitations, ou excluent ces processus. Il existe deux grands types de relations entre l'humidité de l'air et sa dynamique : cyclonique à courants ascendants et anticyclonique à courants descendants.

Dans les courants ascendants, l'air se refroidit adiabatiquement, son humidité relative augmente, la vapeur d'eau se condense, des nuages ​​se forment et les précipitations diminuent. Par conséquent, un temps pluvieux et un climat humide sont caractéristiques des minima bariques. La condensation se produit progressivement et à toutes les altitudes. Dans ce cas, la chaleur latente de vaporisation est libérée, ce qui provoque une nouvelle élévation de l'air, son refroidissement et la condensation de nouvelles portions d'humidité, ce qui entraîne la libération de nouvelles portions de chaleur latente. Dans le même temps, quatre processus mutuellement connectés se déroulent : 1) montée de l'air, 2) refroidissement de l'air, 3) condensation de la vapeur et 4) libération de la chaleur latente de vaporisation. La cause profonde de tous ces processus est la chaleur solaire dépensée pour l'évaporation de l'eau.

Dans les masses d'air descendantes, un réchauffement adiabatique et une diminution de l'humidité de l'air se produisent; les nuages ​​et les précipitations ne peuvent pas se former. Par conséquent, les maxima bariques, ou anticyclones, sont caractérisés par un temps sans nuages, clair et sec et un climat sec. Une évaporation importante se produit à partir de la surface des océans dans les zones de haute pression, dont l'intensité est favorisée par un ciel sans nuage. L'humidité d'ici est emportée vers d'autres endroits, car l'air descendant doit inévitablement se déplacer vers les côtés. Des anticyclones tropicaux, il va sous la forme d'un alizé jusqu'à l'équateur.

Les processus d'assimilation de la chaleur solaire par l'atmosphère, la dynamique des masses d'air et la circulation de l'humidité sont mutuellement liés et conditionnés.

La circulation de l'atmosphère et l'inhomogénéité du champ barique sont causées par deux raisons inégales. Le premier et le principal est l'hétérogénéité du champ thermique terrestre, la différence thermique entre les latitudes équatoriale et polaire. En effet, il y a un radiateur à l'équateur, et des réfrigérateurs aux pôles. Ils créent un moteur thermique de premier ordre.

Pour des raisons thermiques, une circulation d'air assez simple s'établirait sur une planète non tournante. À l'équateur, l'air chauffé monte, les courants ascendants près de la surface de la terre forment une ceinture de basse pression appelée minimum barique équatorial. Dans la haute troposphère, les surfaces isobares s'élèvent et l'air s'écoule vers les pôles.

Aux latitudes polaires, l'air froid descend, des zones de haute pression se forment près de la surface de la terre et l'air retourne à l'équateur.

La différence thermique entre les latitudes provoque le transfert de masses d'air le long des méridiens ou, comme on dit en climatologie, la composante méridienne de la circulation atmosphérique.

Ainsi, l'essence du moteur thermique qui provoque la circulation de l'atmosphère réside dans le fait qu'une partie de l'énergie du rayonnement solaire est convertie en énergie des mouvements atmosphériques. Elle est proportionnelle à la différence de température entre l'équateur et les pôles.

La deuxième raison de la circulation atmosphérique est dynamique ; il réside dans la rotation de la planète. La circulation de l'air directement entre les latitudes équatoriale et polaire est impossible, car toute la sphère dans laquelle l'air se déplace tourne. Les flux d'air horizontaux à la fois dans la haute troposphère et près de la surface de la Terre, sous l'influence de la rotation de la Terre, vont certainement dévier vers la droite dans l'hémisphère nord et vers la gauche dans l'hémisphère sud. C'est ainsi que naît la composante zonale de la circulation atmosphérique, dirigée d'ouest en est et formant le transport ouest-est (ouest) des masses d'air. Sur une planète en rotation, le transport ouest-est agit comme le principal type de circulation atmosphérique.

Les perturbations saisonnières du champ thermique terrestre, dues aux différences de réchauffement des océans et des continents, provoquent des fluctuations de la pression atmosphérique sur ceux-ci. En hiver sur l'Eurasie et l'Amérique du Nord, il fait plus froid que sur les océans aux mêmes latitudes. Les surfaces isobares au-dessus des équateurs des océans sont plus élevées qu'au-dessus de la terre. L'air au-dessus s'écoule des océans vers les continents. La masse totale de la colonne d'air au-dessus des continents augmente. De vastes maxima bariques hivernaux se forment ici - le maximum sibérien avec une pression allant jusqu'à 1 040 mb et le maximum nord-américain un peu plus petit avec une pression allant jusqu'à 1 022 mb. Au-dessus des océans, la masse de la colonne d'air diminue et des dépressions se forment. C'est ainsi qu'un moteur thermique de second ordre est créé.

En été, les contrastes thermiques entre terre et mer diminuent, minima et maxima semblent se dissoudre, la pression s'égalise ou change à l'opposé de l'hiver. En Sibérie, par exemple, il tombe à 1 006 mb.

Les fluctuations saisonnières de la pression atmosphérique sur terre et sur mer créent ce que l'on appelle le facteur de mousson.

Sur les continents du sud, en janvier (été pour eux) de l'année, des minima bariques se forment, délimités par des isobares fermées.

Le réchauffement semi-annuel alterné des hémisphères nord et sud provoque un déplacement de l'ensemble du champ barique de la Terre vers l'hémisphère d'été - dans la partie janvier de l'année nord et dans la partie juillet de l'année sud.

Le minimum équatorial dans la partie de janvier de l'année se situe au sud de l'équateur, en juillet il est déplacé vers le nord, atteignant le tropique nord en Asie du Sud. Un minimum Iran-Tara (Asie du Sud) est créé sur l'Iran et le désert du Thar. La pression y chute à 994 mb.

Gradient barique horizontal

1. En regardant les isobares sur la carte synoptique, nous remarquons qu'à certains endroits, les isobares sont plus épaisses, à d'autres - moins souvent. Il est évident que dans les premiers endroits, la pression atmosphérique change plus fortement dans la direction horizontale, dans le second - plus faible. Ils disent aussi :<быстрее>et<медленнее>, mais les changements dans l'espace en question ne doivent pas être confondus avec les changements dans le temps.

Pour exprimer avec précision l'évolution de la pression atmosphérique dans le sens horizontal, vous pouvez utiliser ce que l'on appelle le gradient barique horizontal ou le gradient de pression horizontal. Le chapitre 4 traite du gradient de température horizontal. De même, le changement de pression par unité de distance dans un plan horizontal (plus précisément, sur une surface plane) est appelé gradient de pression horizontal. Dans ce cas, la distance est prise dans le sens où la pression diminue le plus, et une telle direction en chaque point est la direction le long de la normale à l'isobare au point donné.

Ainsi, le gradient barique horizontal est un vecteur dont la direction coïncide avec la direction de la normale à l'isobare dans le sens de la pression décroissante, et la valeur numérique est égale à la dérivée de la pression selon cette direction. On note ce vecteur par le symbole -s/p, et sa valeur numérique (module) -dr/dp, où p est la normale à l'isobare.

Comme tout vecteur, le gradient barique horizontal peut être représenté graphiquement par une flèche, en l'occurrence une flèche dirigée le long de la normale à l'isobare dans le sens de la pression décroissante. La longueur de la flèche doit être proportionnelle à la valeur numérique du gradient (Fig. 58).

Riz. 58. Isobares et gradient barique horizontal (flèches) en trois points du champ barique.

Riz. 59. Surfaces isobares en coupe verticale et direction du gradient barique horizontal. La ligne double est la surface plane.

En différents points du champ barique, la direction et le module du gradient barique seront, bien entendu, différents. Lorsque les isobares sont condensées, le changement de pression par unité de distance le long de la normale à l'isobare est plus important ; là où les isobares sont écartées, il est plus petit. En d'autres termes, le module du gradient barique horizontal est inversement proportionnel à la distance entre les isobares.

S'il existe un gradient barique horizontal dans l'atmosphère, cela signifie que les surfaces isobares d'une section donnée de l'atmosphère sont inclinées par rapport à la surface plane et, par conséquent, se croisent avec elle, formant des isobares. Les surfaces isobares sont toujours inclinées dans le sens du gradient, c'est-à-dire là où la pression diminue (Fig. 59).

2. Le gradient barique horizontal est la composante horizontale du gradient barique total. Ce dernier est représenté par un vecteur spatial, qui en chaque point de la surface isobare est dirigé selon la normale à cette surface vers la surface de plus faible valeur de pression. Le module de ce vecteur est - dr/dp, mais ici n est la normale à la surface isobare. Le gradient barique total peut être décomposé en composantes verticales et horizontales, ou en gradients verticaux et horizontaux. Vous pouvez le décomposer en trois composants selon les axes de coordonnées rectangulaires X, Y, Z.

La pression change beaucoup plus avec la hauteur que dans le sens horizontal. Par conséquent, le gradient barique vertical est des dizaines de milliers de fois supérieur à celui horizontal. Il est équilibré ou presque équilibré par la force de gravité dirigée en face de lui, comme il ressort de l'équation de base de la statique atmosphérique. Le gradient barique vertical n'affecte pas le mouvement horizontal de l'air. Plus loin dans ce chapitre, nous ne parlerons que du gradient barique horizontal, en l'appelant simplement le gradient barique.

3. En pratique, le gradient barique moyen est mesuré sur des cartes synoptiques pour l'une ou l'autre section du champ barique. A savoir, la distance Ap est mesurée entre deux isobares adjacentes dans une section donnée le long d'une ligne droite, qui est assez proche des normales des deux isobares. Ensuite, la différence de pression entre les isobares Ap (généralement 5 hPa) est divisée par cette distance, exprimée en grandes unités - centaines de kilomètres ou degrés méridiens (111 km). Le gradient barique moyen sera représenté par le rapport des différences finies Ap/An hPa/degré méridien. Au lieu d'un degré méridien, 100 km sont désormais plus souvent parcourus. Le gradient barique dans l'atmosphère libre peut être déterminé à partir de la distance entre les isohypses sur les cartes topographiques bariques. Dans les conditions atmosphériques réelles près de la surface terrestre, les gradients bariques horizontaux sont de l'ordre de plusieurs hectopascals (généralement 1 à 3) par degré de méridien.