Direction et force du vent

La loi de Buys-Ballot donne la direction du vent en fonction de la répartition du champ de pression. Elle peut s'énoncer de l'une des manières suivantes :

- Un observateur placé le dos au vent dans l'hémisphère Nord a les hautes pressions à sa droite et les basses pressions à sa gauche. Dans l'hémisphère Sud, il aura les hautes pressions à sa gauche et les basses pressions à sa droite. 

- Dans l'hémisphère Nord, le vent tourne dans le sens des aiguilles d'une montre autour des zones de hautes pressions et dans le sens inverse autour des zones de basses pressions. Dans l'hémisphère Sud, le sens de rotation est inversé.

Ce vent considéré à grande échelle est appelé le vent synoptique par opposition aux vents locaux.

Enfin, en météorologie on ne s'intéresse par à la direction dans laquelle souffle le vent mais bien d'où il souffle.

NB. Par gradient d'une force, on entend son taux de variation dans une direction.

Force agissante due au gradient horizontal de pression

Cette force agit perpendiculairement aux isobares, des hautes vers les basses pressions.

Sa grandeur est égale au rapport entre le gradient horizontal de pression (G) et la masse spécifique de l'air au niveau considéré (r) : F_p = G/r.

Force déviante due à la force de Coriolis

Nous ne considérons ici que la projection horizontale due à la rotation de la Terre (force de Coriolis).

Cette force agit perpendiculairement à la direction du mouvement vers la droite dans l'hémisphère Nord et vers la gauche dans l'hémisphère Sud. Sa grandeur est égale à F_d = 2 wV sinj, w étant la vitesse angulaire de rotation de la Terre et j la latitude.

Force due au gradient horizontal de pression Force centrifuge Force de frottement

Force centrifuge

Cette force agit perpendiculairement à la direction du mouvement vers la convexité de la trajectoire. Sa grandeur est égale à F_c = V²/R, R étant le rayon de courbure de la trajectoire.

NB. La composition de ces deux forces provoque une force résultante mais elle n'affecte en rien le sens de rotation de l'eau coulant dans un évier dans l'hémisphère Nord et en sens contraire dans l'hémisphère Sud. Cela est faux ! La rumeur a amplifié le phénomène !

Force de frottement

Cette force agit en sens inverse de la vitesse; elle entraîne donc un effet de freinage. Sa grandeur dépend d'un grand nombre de facteurs variables d'un endroit à un autre et dont il est impossible de donner une valeur théorique.

Le vent comme résultat de l'équilibre des forces

Le vent géostrophique

Cet effet est très important. Le vent géostrophique résulte de l'équilibre de la force due au gradient horizontal de pression et de la force de Coriolis. Par définition la force centrifuge est donc nulle; les isobares sont représentés par des droites puisque tout mouvement curviligne entraîne automatiquement l'apparition d'une force centrifuge.

La force due au gradient de pression agit perpendiculairement aux isobares des hautes vers les basses pressions; la force de Coriolis doit être opposée à la précédente afin de réaliser l'équilibre géostrophique. Comme dans l'hémisphère Nord, la force de Coriolis agit perpendiculairement à la vitesse et vers la droite, le vent géostrophique (V) souffle parallèlement aux isobares en laissant les hautes pressions à droite et les basses pressions à gauche. Dans l'hémisphère Sud, le vent géostrophique (V') souffle en sens inverse puisque la force de Coriolis agit vers la gauche dans cet hémisphère.

Sa grandeur est égale à V =  G / (2 w r sinj). La vitesse du vent géostrophique est donc proportionnelle au gradient horizontal de pression (la vitesse est d'autant plus grande que les isobares sont rapprochées) et au sinus de la latitude (pour un même gradient de pression, la vitesse du vent diminue lorsque la latitude augmente).

Cette formule permet la construction d'un graphique dénommé l'"échelle géostrophique" donnant la vitesse du vent géostrophique en fonction de l'écartement des isobares et de la latitude.

Ce graphique donne un exemple d'échelle géostrophique calculée pour des isobares tracées de 5 en 5 mbar, la masse spécifique de l'air étant calculée pour une pression de 1013 mbar et une température de 10°C.

Le vent de gradient

Le vent de gradient résulte de l'équilibre entre la force due au gradient horizontal de pression, la force de Coriolis et la force centrifuge.

La force de gradient de pression agit perpendiculairement aux isobares des hautes vers les basses pressions et la force centrifuge vers la convexité de la trajectoire.

La force centrifuge est, dans les régions tempérées, généralement beaucoup plus petite que la force de Coriolis. Pour que l'équilibre soit réalisé, il faut donc que la force de Coriolis soit opposée à la force due au gradient horizontal de pression. Toutes les forces sont donc orientées suivant la normale. 

Compte tenu du sens de la force de Coriolis, le vent de gradient souffle lui aussi le long des isobares, en laissant, dans l'hémisphère Nord, les hautes pressions à droite et les basses pressions à gauche. En d'autres termes, le mouvement de l'air s'effectue dans le sens des aiguilles d'une montre autour d'une zone de hautes pressions et dans le sens inverse autour d'une zone de basses pressions.

La vitesse du vent de gradient peut s'obtenir par résolution algébrique des équations d'équilibre. La résolution de ces équations donne les résultats suivants :

Les formules obtenues montrent que pour un même gradient de pression, la vitesse du vent géostrophique est inférieure à celle du vent de gradient autour d'un anticyclone et supérieure à la vitesse du vent de gradient autour d'une dépression. Ce vent de gradient constitue une bonne approximation du vent réel en atmosphère libre (en dehors de la couche de frottement).

Le vent dans la couche de frottement

La rugosité de la surface terrestre entraîne des variations, parfois importantes, du mouvement de l'air qui peuvent se traduire par une force de frottement; d'ou l'appellation de "couche de frottement" qui s'étend du sol jusqu'à une hauteur essentiellement variable en fonction des aspérités du sol mais qu'on peut estimer entre 600-1000 m.

Dans la couche de frottement et en l'absence d'accélération tangentielle, il y a équilibre entre toutes les forces agissantes.

Nous avons vu que la force de Coriolis et la force centrifuge agissent toutes deux sur un même support dans le même sens ou en sens opposé suivant la courbure de la trajectoire des particules d'air; de plus, la force déviante est généralement supérieure à la force centrifuge.

- Finalement, l'isobare est perpendiculaire à la force du gradient de pression et détermine également la position relative des hautes et des basses pressions.

En conséquence, dans la couche de frottement le vent souffle en laissant les hautes pressions à droite et les basses pressions à gauche tout en possédant une composante dirigée vers le centre des basses pressions.

L'angle entre la direction du vent (V) et les isobares augmente avec la force de frottement. Il peut varier, au niveau du sol, entre 15 et 45°. On peut toutefois dire qu'il est en général de 10° au-dessus des mers et de 30° au-dessus des terres.

De plus, la force de frottement entraîne une diminution de la vitesse du vent; le vent en surface peut avoir une vitesse ne valant que 40% du vent géostrophique calculé pour un même gradient de pression.

La force de frottement diminue rapidement avec l'altitude, l'angle vent/isobare diminue donc également, et la vitesse du vent augmente de même. Le vent réel se rapproche du vent de gradient à mesure que l'on s'élève en altitude.

Les champs de vent et de pression déterminent également la circulation générale. Ce sujet est discuté séparément dans le chapitre consacré aux masses d'air.

2eme partie

Les effets locaux du vent