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Les déplacements horizontaux de l'air

La pression atmosphérique, le vent

Le vent est un déplacement de l'air. Il possède une vitesse et une direction. La vitesse est exprimée en m/s, km/h ou en noeuds (1 noeud représente 1,852 km/h). La direction indique d'où provient le vent et elle s'exprime en fonction de la rose des vents comme celle illustrée ici.

Direction du vent

Quand on donne la direction du vent, il faut comprendre qu'il s'agit de sa provenance. Un vent du Sud se déplace donc vers le Nord.

Un changement de direction dans le sens des aiguilles d'une montre est un mouvement dextrogyre; dans le sens contraire, le mouvement est lévogyre.

Un changement de direction du Sud à l'Ouest, en passant par le Sud-Ouest, est donc un mouvement dextrogyre.

La pression atmosphérique

Il  est impossible de parler des vents sans parler de la pression.

L'air a beau être un gaz il pèse tout de même quelque chose. La pression atmosphérique est une force par unité d'aire. Pour être plus précis, il s'agit du poids d'une colonne d'air qui s'étend d'une altitude donnée jusqu'au sommet de l'atmosphère. L'unité utilisée est le kilopascal (kPa) ou le millibar (mb). En moyenne, au niveau de la mer, la pression atmosphérique est de 101,32 kPa ou 1013,2 mb (1 kPa valant 10 mb). Pour mesurer la pression, on utilise on baromètre.

En météorologie, les mesures de pression sont toujours ramenées au niveau de la mer pour pouvoir comparer les mesures entre les différentes stations météorologiques. Pour avoir une une idée générale de la pression atmosphérique, les météorologues utilisent des cartes sur lesquelles sont tracées des isobares, c'est-à-dire des lignes reliant entre eux les points de pression identiques.

L'air est constitué d'un ensemble de particules soumises à diverses forces. Ces forces variables sont présentes à tous les niveaux de l'atmosphère. Ce sont elles qui induisent le vent.

Force du gradient de pression

Le gradient de pression est la différence de pression existant entre deux points divisée par la distance qui les séparent. Donc, (P1-P2)/distance.

C'est donc la différence de pression entre deux points qui crée une force nommée force du gradient de pression. Plus le vent est fort, plus la force du gradient de pression est élevée (donc, ou bien la différence P1-P2 est grande ou bien la distance est faible). Sur une carte avec isobares, plus ces derniers sont rapprochés et plus la force du gradient de pression sera forte et plus le vent sera fort. La direction de la force du gradient de pression va de la haute pression vers la basse pression. Toutefois, noter que plus on s'élève dans les latitudes, plus la force de coriolis diminue et plus la force du gradient de pression sera faible et plus le vent sera faible aussi.

Force de Coriolis

La rotation de la Terre exerce une force constante qui fait légèrement dévier l'air vers la droite dans l'hémisphère Nord. On l'appelle force de Coriolis.

Elle est cependant annulée dès que, opposée à cette dernière, elle lui devient égale.

On en déduit donc que le vent, en présence de la force de Coriolis et du gradient, souffle parallèlement aux isobares autour d'un centre de basse pression, donc de façon lévogyre, tandis qu'il sera dextrogyre autour d'un centre de haute pression.

Force centripète

La force centripète se manifeste lorsque la trajectoire de l'air s'incurve. Elle agit alors perpendiculairement, en direction du centre de rotation.

Comme la force centripète s'ajoute au gradient, le vent souffle un peu plus fort autour des centres de haute pression.

Cette force est toutefois moins importante que les forces de Coriolis et du gradient.

Force de frottement

En pratique, la terre n'est pas lisse. Elle possède un relief et sa surface est courbe ce qui a pour effet d'offrir une résistance au déplacement de l'air créant ainsi la force de friction dont l'impact réduit l'influence de la force de Coriolis.

Comme la force du gradient demeure la même, l'air est généralement dévié vers les basses pressions.

L'importance de la déviation dépend de fait de la nature de la surface. Ainsi, dans les endroits où les accidents topographiques sont marqués, la déviation est supérieure.

Au-dessus d'un sol normalement accidenté, la déviation du vent est d'environ 30°, alors que sur les plans d'eau, elle n'est que de 15°.

À partir de 1000 m, au-dessus du sol cet effet s'estompe et les vents circulent parallèlement aux isobares.

Cette nouvelle force a pour effet de réduire la vitesse du vent et par le fait même la force de coriolis. L'équilibre géostrophique n'est plus possible. Le nouvel équilibre est tel que la vitesse du vent est inférieure à la vitesse du vent géostrophique et le vent souffle à travers des isobares.

C'est la pression qui régit les vents, comme le démontrent les cartes du temps. En surface et au niveau moyen de la mer, les vents sont parfois fort différents qu'en altitude.Il est donc possible qu'on ait en surface un vent léger et variable, et à 6000 m, un vent de 150 kn, 160 km/h ou plus.

Mouvement de l'air entre les hautes et basses pressions

Rafales et grains

Les rafales sont des écarts passagers de la vitesse, de la direction du vent et de ses composantes principales qui sont causées soit par l'instabilité de l'air, soit par les obstacles topographiques ou artificiels, tels les hautes constructions.
Si le vent est suffisamment fort et si l'instabilité persiste, elles peuvent parfois sévir durant plusieurs heures.

Quant aux grains, caractérisés par des variations très importantes de la vitesse du vent, ils sont généralement accompagnés d'une averse ou d'un orage.
Le grain débute rapidement, ne dure que quelques minutes et s'estompe tout aussi rapidement. Il résulte souvent du passage d'un front froid.

Derrière le front, lorsque c'est le cas, il peut y avoir de fortes rafales.
Le grain peut aussi être causé par une ligne d'orages. S'il y a orages consécutifs, il est possible des grains se succèdent à intervalles assez longs.

Même si vitesse et direction du vent sont déterminées en grande partie par le gradient, le moment de la journée exerce aussi une influence.
Durant le cycle diurne, l'air réchauffé par le sol s'élève au fur et à mesure que le réchauffement augmente.
Comme cette masse d'air se déplace à une vitesse inférieure à celle de l'air en altitude, le mélange des masses par brassage ralentit les vents des niveaux supérieurs.
Elle est remplacée au sol par l'air plus froid des hautes couches ; ce qui a pour effet de causer des rafales.
La nuit, le refroidissement de la surface freine considérablement le rythme de ces échanges verticaux, affaiblissant vent et rafales près du sol et renforçant les vents en altitude.
Même si le gradient est quand même assez important pour maintenir durant la nuit des vents de vitesse moyenne, il arrive que les rafales disparaissent.

En plus des variations thermiques diurnes et nocturnes qui influent sur les vents, d'autres phénomènes sont directement associés à l'instabilité de l'air causée par l'alternance du réchauffement et du refroidissement :

Brise de mer

Durant le jour, par temps ensoleillé, la température de l'air au-dessus du sol devient vite supérieure à la température de l'air marin.
À cause de la différence de densité l'air marin chasse l'air chaud de la côte, souvent avec force ; ce qui donne la brise de mer.

Brise de terre

La nuit, la perte de chaleur par rayonnement donne plus de densité à l'air côtier, chassant à son tour un air marin encore chaud. Ce vent s'appelle " brise de terre ".
L'intensité de ces brises dépend donc de leur contraste thermique, de l'instabilité de l'air le plus chaud, du vent en altitude, de la force friction, de la forme du rivage et de l'étendue du plan d'eau.

Ces phénomènes très locaux ne se produisent que lorsque les vents dominants sont faibles.
Les brises de terre sont généralement beaucoup moins fortes que les brises de mer, dû au fait que la température des masses d'air varie plus lentement que le jour; ce qui crée une certaine stabilité.
Le vent d'une brise de mer peut atteindre 50 km/h, et ses effets sont parfois ressentis jusqu'à 25 kilomètres à l'intérieur des terres.

Vent anabatique

Le vent anabatique se manifeste lorsque les pentes d'une vallée exposées au soleil se réchauffent plus rapidement que la vallée proprement dite.
Ce réchauffement déclenche le mouvement ascendant de l'air; ce qui amène l'air froid de la vallée à gravir les pentes et à créer ainsi une circulation propre à cette vallée.

Vent catabatique

Le vent catabatique se produit la nuit. Il est provoqué par l'air froid qui dévale les pentes de ces vallées qui sont encore sous l'effet du réchauffement diurne.
Les vents catabatiques sont généralement plus forts que les anabatiques, surtout en montagne, lorsque les flancs sont glacés.

Obstacles du vent

En surface, le vent est soumis à plusieurs obstacles. Ces obstacles créent des rafales dont la force dépend de la direction et de la vélocité du vent, de même que de la nature de la topographie.

Les obstacles qui modifient le comportement du vent sont nombreux; ils sont à l'origine de plusieurs effets :

Effet de barriere

Une falaise, une montagne ou une chaîne de montagnes forment un mur que le vent heurte et doit contourner plus ou moins brusquement suivant sa force et sa direction.

Dans le cas où le vent souffle presque perpendiculairement à une chaîne de montagnes, il arrive que le phénomène, si l'air est assez humide, crée en altitude des nuages de type lenticulaire du côté du versant sous le vent.

La présence de tels nuages indique que la région est parsemée de zones de fortes turbulences, et qu'elle est donc dangereuse.

Effet de vallée

Toute vallée assez prononcée canalise le vent.

Selon son orientation, il est possible que le vent ainsi canalisé soit de direction fort différente de celui circulant librement en altitude, vent qu'on appelle " dominant ".

Effet d'entonnoir

Lorsqu'il y a resserrement de côtes escarpées, de falaises, de collines ou de montages, il y a effet d'entonnoir.

Comme la force du vent est alors trop grande pour qu'il en résulte un changement de débit, le goulot naturel en provoque une accélération telle qu'il arrive que sa vitesse double.

Cisaillement

Le long du point de jonction de masses d'air de vitesse ou de direction différente, il se crée une sorte de déchirure de l'atmosphère, qui résulte en un mouvement vertical du vent : le cisaillement.

Selon la direction des masses, il résulte une divergence ou une convergence ; la divergence horizontale en altitude engendre un mouvement ascendant dans les niveaux inférieurs, alors que la convergence en altitude crée de la subsidence dans les niveaux inférieurs.
Le cisaillement peut être causé par un obstacle au sol ou simplement par une saute de vent en altitude.

La circulation générale du vent

Toutes les données météorologiques confirment que la circulation de l'air autour du globe est très variable, mais aussi que certaines de ses variations sont tout à fait prévisibles ; vu son extrême sensibilité à ce qui constitue la nature même de la surface terrestre.
Pour en illustrer le profil général au rythme des jours et des saisons, on a choisi d'en référer à la répartition moyenne de la pression.

Dans la partie septentrionale de l'hémisphère Nord, cette circulation suit, d'Ouest en Est, la sinuosité créée par le côtoiement de l'air arctique et continental.

Au niveau de la mer

Par répartition moyenne de la pression, la troposphère est segmentée par systèmes clés et courants maîtres :

• centre anticyclonique au pôle
• dépression subpolaire à 60 N
• anticyclone subtropical à 30 N
• convergence intertropicale près de l'équateur.

À cette répartition correspond une circulation générale en surface, ainsi caractérisée :

• vents d'Est polaires, du pôle au 60 N, ou courant polaire d'Est
• vents d'Ouest de 60 N à 30 N, ou courant tempéré d'Ouest
• vents de secteur Est, entre 30 N et l'équateur, dits alizés; ils soufflent Nord-Est dans l'hémisphère Nord ,et Sud-Est au sud de l'équateur;

Les secteurs interzones, où le vent est faible, s'y détachent tout aussi clairement :

• près du pôle Nord
• calmes subtropicaux
• calmes Équatoriaux ou pot-au-noir, ainsi baptisé en raison des nuages épais et des pluies abondantes que connaît cette région.

En altitude

- le glacial centre anticyclonique polaire s'affaiblit en altitude pour devenir à 700 hPa une dépression qui s'intensifie graduellement;

- chaud, l'anticyclone subtropical fait de même;

- il en résulte, autour de la dépression polaire en altitude, une circulation cyclonique zonale de l'Ouest.

Près de l'équateur, au sud de l'anticyclone subtropical, cette circulation se transforme en courant d'Est.
Quant au courant tempéré d'Ouest, il s'intensifie lui aussi jusqu'à la tropopause, puis diminue dans la stratosphère.

Conclusion : dans les régions soumises à la circulation d'Ouest, c'est au niveau de la tropopause que les vents d'Ouest atteignent leur vitesse maximale.

Régime tropical

On appelle régime tropical ces cellules de Hadley qui existent entre 30 °N et 30 °S. Au niveau de la mer, ce régime comprend les alizés et les calmes équatoriaux.

• Au niveau de la mer, les alizés se dirigent vers la zone très instable de convergence intertropicale dans leur trajet vers l'équateur, ils absorbent chaleur et humidité.
• Sous l'effet combiné de cette convergence et des nombreux courants convectifs de cette région, l'air humide et instable de la zone intertropicale est projeté vers le haut.

Il en découle la formation d'importants cumulonimbus, dont les sommets dépassent parfois la tropopause et atteignent les 70 000 pieds, 18 km. Comme ces sommets perdent de la chaleur par rayonnement, il s'ensuit un maintien de l'instabilité et, par conséquent, de la convection.

De surcroît, la chaleur latente libérée au moment de la condensation participe directement à l'augmentation de la poussée ascendante.

Dans la haute troposphère, l'air se dirige vers les pôles et prend une direction prédominante d'Est, bien que faible, infléchie par l'anticyclone subtropical. Ce faible courant d'Est, en haute troposphère, se refroidit par rayonnement et descend graduellement.

Lors de sa descente, il se réchauffe au taux adiabatique de l'air sec et bénéficie de la chaleur latente libérée au cours de sa précédente ascension dans la zone de convergence intertropicale.
Ce phénomène tend à uniformiser la température entre 25° N et 25° S, mais crée en permanence une puissante inversion.
Cette inversion d'air chaud descendant, et presque sans nuages, contraste énormément avec la couche inférieure, où l'apport des alizés humides et instables fait naître des nuages à développement vertical.

• Cet air arrive au sol vers 30° N et 30° S, où il se scinde pour d'une part retourner vers l'équateur et l'anticyclone subtropical, et se diriger d'autre part vers les pôles.

Zone de convergence intertropicale

Les nuages associés à la zone de convergence intertropicale sont de type convectif. Ces nuages sont nombreux, mais ils ne forment pas une ceinture continue autour du globe.
Même si le type de temps de cette zone ressemble au type frontal, il ne faut pas la tenir pour un immense front.

Les masses d'air qui y convergent sont thermiquement homogènes, mais elles ne forment pas une entité véritablement monolithique.
La zone de convergence intertropicale se situe, en moyenne, à 10 ° de l'équateur, et, plutôt nomade, elle oscille vers le Nord en été, et vers le Sud en hiver.
Cette oscillation est plus grande sur les continents, où les écarts de température sont plus importants qu'au-dessus des océans.

On remarque donc que, dans le secteur asiatique, cette dépression thermique qu'est la mousson d'été soulève l'air chaud et humide du continent, et fait disparaître la zone de convergence.
Par contre, la mousson d'hiver, qui est un anticyclone continental, expulse un air froid et sec et repousse la zone de convergence vers l'hémisphère Sud.

Echanges de chaleur das le régime tropical

La circulation tropicale est maintenue par de nombreux processus d'échanges de chaleur :

• absorption de chaleur sensible et de chaleur latente par les alizés
• libération de chaleur latente par le courant ascendant de la zone de convergence intertropicale
• refroidissement par rayonnement des couches supérieures
• au-dessus de la zone de convergence, divergence en haute troposphère, qui résulte en la descente en régions subtropicales d'un air réchauffé au taux adiabatique sec
• injection de chaleur dans les systèmes tourbillonnaires des latitudes tempérées.

De ces échanges de chaleur résulte une masse d'air tropical thermiquement homogène.
Pour qu'une telle circulation puisse se maintenir, l'effet de rotation de la Terre, c'est-à-dire la force déviante de Coriolis, doit être faible.
Ceci est une autre caractéristique de la cellule d'Hadley. Nulle à l'équateur, cette force demeure assez faible jusqu'à 30 °N et 30 °S.

Régimes extratropicaux

Par contraste avec le régime tropical, les régimes extra-tropicaux sont le siège de forts gradients horizontaux de température, et d'importants effets de Coriolis.
En plus, comme ces régions sont en général en déficit de chaleur, elles en obtiennent aux dépens des régions tropicales.
Sous les latitudes moyennes, le courant qui provient de l'anticyclone subtropical et qui se dirige vers les pôles est dévié au niveau de la mer pour devenir, dans l'hémisphère Nord, sous l'influence de la force de Coriolis, un courant d'Ouest.
Celui-ci, en rencontrant le courant d'air froid venant du pôle Nord, dévie et se transforme cette fois en un courant d'Est.
Or, c'est la rencontre de ces deux courants, en zone dépressionnaire subpolaire, qui forme le front polaire. Dans ce secteur, la circulation ondulatoire en altitude prend, en surface, la forme de dépressions et d'anticyclones.

Continents et océans

La variation annuelle de la température est plus faible sur les océans que sur les continents, parce que la perte ou le gain par rayonnement y est plus faible ; augmentant avec la latitude, elle est beaucoup plus marquée aux pôles qu'à l'équateur.

L'été, les continents se réchauffent beaucoup plus rapidement que les océans. Par conséquent, dès qu'une dépression thermique se forme sur le continent, elle fait accroître les pressions au-dessus de l'océan.

L'inverse se produit en hiver.
En raison de l'importance de la masse thermique que représente l'eau des océans, exception faite des régions polaires, l'écart de température entre eux et les continents est beaucoup plus grand en hiver qu'en été.
Sur le continent, la dépression a tendance à se déplacer vers le Sud, où le réchauffement est plus intense, alors que l'anticyclone subit le phénomène inverse.

Influence des chaines de montagnes

Les chaînes importantes modifient substantiellement l'influence des continents et des océans. Ainsi, les Rocheuses empêchent-elles les échanges de chaleur entre le Pacifique et l'est du continent.Ce mur naturel provoque à l'est des Rocheuses la formation d'anticyclones en hiver et de dépressions en été.