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Le vent résulte du déplacement de l’air depuis les zones de hautes pressions vers les zones de basses pressions.
Ce mouvement ne cesse que lorsque l’écart de pression disparaît et que l’équilibre est atteint.
En s’écoulant des zones de haute pression vers les zones de basse pression, ces courants contribuent à établir un certain équilibre atmosphérique. Parce qu’ils entraînent avec eux la chaleur et l’humidité des masses d’air, ils jouent également un rôle primordial dans la plupart des phénomènes météorologiques.

La circulation atmosphérique

L’air est constamment en mouvement. A l’échelle planétaire, ces mouvements forment la circulation générale de l’atmosphère, qui transporte la chaleur de l’équateur vers les hautes latitudes et ramène l’air froid vers les tropiques.

La force de Coriolis

Imaginons un avion qui voyage en ligne droite du pôle Nord à l’équateur et qui parcourt cette distance en une heure. Puisque la Terre tourne sur elle-même à la vitesse de 15¾ par heure, l’avion aura dévié de 15¾ lorsqu’il atterrira. Cette déviation, appelée force de Coriolis, agit sur tous les corps en mouvement autour de la Terre, y compris les vents. Elle tend à infléchir tout déplacement à droite de la cible visée dans l’hémisphère Nord (à gauche dans l’hémisphère Sud).

L’explication du phénomène fut donnée en 1835 par Gustave Coriolis.

L’air se déplaçant à la surface du globe bouge à des vitesses différentes en fonction de la rotation de la Terre, ce qui se traduit sur une carte par une déviation.

Pression et vitesse du vent

La vitesse du vent est proportionnelle au gradient de pression, qui exprime les variations de pression dans un même plan horizontal.
Comme la direction dans laquelle souffle le vent est soumise à la déflexion due à la force de Coriolis, l’air tourbillonne autour des centres de basses pressions.

Plus une dépression est creuse, plus elle aspire l’air alentour et plus les vents sont forts. C’est la raison pour laquelle, les cyclones et les tornades, avec de minuscules noyaux, génèrent des vents aussi violents.

Sous les tropiques, la forte chaleur de surface induit de très basses pressions, et génère des vents violents.

Floride. Ouragan Georges septembre 1998

Les vents sont toujours plus forts en mer que sur terre. En effet, les forces de frottement sont plus faibles sur l’eau que sur le sol, où les obstacles sont nombreux.

C’est en mer que l’on trouve les plus grands fetchs, les distances sur lesquelles le vent reste constant. Le plus long fetch de la planète s’observe dans l’océan Austral, où les vents tournent autour du globe sans y rencontrer aucune terre.
C’est dans ces eaux qu’ils sont les plus violents et que les houles ont les plus fortes amplitudes.
Les marins ont surnommé ces latitudes les « quarantièmes rugissants », « les cinquantièmes hurlants » et les « soixantièmes grinçants ».

L’échelle de Beaufort

Mise au point en 1805 par l’amiral anglais Francis Beaufort, l’échelle de Beaufort se sert des effets du vent sur la mer pour exprimer sa force. À l’aide des anémomètres, on est aujourd’hui capable de mesurer précisément la vitesse du vent, ce qui permet d’établir des correspondances avec l’échelle de Beaufort.

Sur la côte George V, en Antarctique, les vents soufflent en moyenne à 320 km/h.

Vent polaire dans l'Antarctique. Base Marsh

Le record terrestre de vitesse du vent est de 513 km/h. C’est la vitesse d’une rafale mesurée en mai 1999 dans une tornade en Oklahoma.

Les vents dominants

Bien que le vent puisse, en un endroit donné, souffler de toutes les directions, les statistiques sur une longue période définissent généralement une direction préférentielle correspondant à ce que l’on appelle le vent dominant.

La circulation générale de l’atmosphère dessine des ceintures de vents dominants autour du globe.

Chaque hémisphère terrestre est entouré par trois boucles de circulation atmosphérique:

• La cellule polaire
• La cellule de Ferrel
• La cellule de Hadley

Ces boucles sont régies par des mouvements ascendants et descendants, ainsi que par des déplacements horizontaux dus au gradient de pression et à la force de Coriolis. Dans chaque circuit, l’air chaud monte, se déplace en altitude, redescend lorsqu’il s’est refroidi, puis se réchauffe de nouveau lorsqu’il se déplace en surface selon une direction invariable.

La cellule polaire : les hautes pressions qui règnent sur les pôles expulsent l’air de surface. Celui-ci se réchauffe progressivement et s’élève lorsqu’il parvient à 60° de latitude environ. En rejoignant le pôle, l’air d’altitude se refroidit de nouveau et redescend. Cette boucle de circulation est dominée par des vents de surface secs et froids qui soufflent vers l’ouest.

La cellule de Ferrel : une partie de l’air de la ceinture de haute pression subtropicale se déplace en surface vers le nord-est. À 60° de latitude environ, cet air chaud rencontre la masse d’air froid polaire: il s’élève et repart vers l’équateur. Parvenu à la hauteur du tropique, il s’affaisse de nouveau dans la zone de haute pression.

La cellule de Hadley : chauffé par le Soleil, l’air équatorial s’élève jusqu’à la tropopause, puis se dirige vers les pôles. Pendant son déplacement en altitude, l’air se refroidit, s’alourdit et finit par redescendre vers le sol à la hauteur des tropiques. Expulsé de cette zone de haute pression, l’air sec retourne vers l’équateur, complétant ainsi une boucle atmosphérique nommée cellule de Hadley.

Les courants-jets

Les courants-jets sont d’étroits rubans de vents violents qui serpentent dans la haute troposphère.

À très haute altitude (entre 6 000 m et 15 000 m), ces vents particulièrement forts tournent d’ouest en est autour de la Terre. Ils se divisent en branches polaires (à 60¾ de latitude environ) et subtropicales (au-dessus des tropiques).

Les alizés, les vents dominants qui soufflent des tropiques vers l’équateur, sont déviés vers l’ouest par la force de Coriolis.

Courant-jet subtropical. Sur cette photo, le courant passe au-dessus de la région des hauts-plateaux en Bolivie

À l’intérieur du tube, la vitesse des vents n’est pas uniforme. Elle varie de 150 km/h dans l’enveloppe extérieure à plus de 400 km/h au centre du courant.

Courant-jet sur la mer Rouge et l'Egypte. (Nasa)

Le courant-jet prend la forme d’un tube aplati, large de quelques centaines de kilomètres.

Les courants-jets ne suivent pas toujours une trajectoire rectiligne. Lorsque la vitesse du courant-jet polaire est trop faible, la force de Coriolis donne une légère ondulation à son mouvement.

Les vents locaux

Contrairement aux vents dominants, les vents locaux ne sont pas constants: leur force et même leur direction peuvent varier considérablement. Pour certains vents, comme le mistral ou le chinook, c’est la configuration du relief qui explique les variations alors que pour d’autres, comme les brises de mer et les vents de vallée, les différences de température entre le jour et la nuit constituent le facteur le plus important.

Le fœhn, qui souffle en Suisse et en Autriche, et le chinook, qui descend des montagnes Rocheuses en Amérique du Nord, sont des vents adiabatiques. En rencontrant le versant sous le vent d’une montagne, l’air s’élève, se refroidit et se décharge de son humidité. Après avoir passé le sommet, il se réchauffe en redescendant et amène du temps chaud et sec sur le versant contre le vent.

Arche nuageuse qui annonce l'arrivée du chinook, dans le Montana

Les vents catabatiques sont des vents froids qui acquièrent une grande force en descendant des montagnes. La bora, qui s’écoule des montagnes yougoslaves vers la côte adriatique, de même que l’oroshi japonais et le williwaw d’Alaska, sont des vents catabatiques.

Vent catabatique dans le Grand Canyon

Le mistral, un vent sec et froid qui souffle plus de 100 jours par an sur le sud-est de la France, est issu des hauts sommets des Alpes. En s’engouffrant dans la vallée du Rhône, il se renforce et peut atteindre 180 km/h lorsqu’il débouche dans la Méditerranée.

La Corse se trouve au carrefour de sept vents : le libecciu, la tramontane, le mistral, le sirocco, le levante, le gregale et le ponente.

Un hêtre modelé par le libecciu en Corse

Sur les littoraux, le voisinage de l’eau et de la terre crée des inversions thermiques qui influencent la direction des vents. La brise de mer souffle pendant la journée, lorsque l’air chaud du continent monte en altitude. Il se crée alors une zone de basse pression, que l’air frais de la mer vient combler. La nuit, l’eau se refroidit plus lentement que la terre, ce qui produit un phénomène inverse. L’air chaud qui s’élève au-dessus de la mer est remplacé par un air frais issu du continent, la brise de terre.

Mississippi. Ouragan Camille en mars 2000

Un phénomène semblable à celui des brises se produit dans les régions montagneuses, où l’inversion des températures est engendrée par la différence d’altitude entre les parois d’une montagne et le fond de la vallée. Le vent de vallée se manifeste dans la journée, lorsque l’air frais de la vallée est aspiré vers les hauteurs, où le réchauffement a produit une zone de basse pression. Pendant la nuit, au contraire, le vent de montagne descend vers la vallée, où l’air se refroidit moins que dans les montagnes.

Les tempêtes de sable

La tempête de sable se forme lorsque de l’air très instable est soumis à un vent de 55 km/h ou plus. Le tourbillon de poussière est une colonne d’air tourbillonnant qui s’élève brutalement. La plupart n’excède pas 30 m de haut mais certains peuvent atteindre 100 m et jusqu’à 1 800 m.

Le vent soulève le sable et la poussière sur de courtes distances en principe. Cependant, avec de forts courants ascendants, ces tourbillons peuvent se déplacer très loin.

En mars 1998, une tempête de sable traversa l’Egypte, le Liban et la Jordanie, en réduisant la visibilité à 180 m.

Le vent de la vallée de la Mort

Le « champ de Course » est l’un des nombreux lacs desséchés ou « playas » qui parsèment le fond de la vallée de la Mort, en Californie.
Pendant longtemps, ce lieu a intrigué les touristes et les géologues. En effet, ce lac tire son nom de la présence de grosses pierres plates dont certaines pèsent une cinquantaine de kilos.

Ces pierres se déplacent à la surface en laissant derrière elles des ornières pouvant couvrir plusieurs centaines de mètres.

Pendant des années, personne n’a vu les pierres bouger ce qui fit de ce lieu une énigme.

Puis, en 1967, Robert Sharp prouva que ce qui les faisait se mouvoir n’avait rien de mystérieux : il s’agissait du vent et de l’eau.
Cette théorie a été confirmée en 2002. Les roches suivent la direction des vents dominants. Lors des rares averses, le sol argileux devient si glissant que le vent peut faire son œuvre.