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Météorologie élémentaire

Image prise au Nebraska par Roy Beckemeyer.

Les effets locaux du vent (II)

Nous venons d'expliquer de quelles manières agit le vent autour des centres de pression, considérant son action à grande échelle, c'est le vent dit synoptique. Mais nous n'avons pas tenu compte des irrégularités, parfois importantes, de la surface terrestre ou du contraste terre-océan par exemple.

Ces irrégularités entraînent des effets locaux (à plus ou moins grande échelle) qui modifient, très sensiblement parfois, le vent synoptique.

Le vent en un lieu est donc la résultante du vent synoptique (lié aux centres de pression) et des effets locaux; ces derniers seront d'autant plus apparents que le vent synoptique est faible.

Influence du relief sur le vent synoptique

Le déplacement de l'air à proximité du sol est fortement influencé par les aspérités de la surface; tout obstacle entraîne l'apparition de mouvements désordonnés (turbulence) qui peuvent s'organiser et former des tourbillons à l'axe horizontal ou vertical. L'épaisseur de la couche ainsi perturbée est essentiellement variable en fonction de la vitesse du vent et de la configuration de la surface.

Outre les modifications de direction des filets d'air, les obstacles jouent un rôle de semi-venturi qui se traduit par une augmentation de la vitesse du vent. De plus, l'effet venturi entraîne une augmentation de la pression dynamique de l'air qui provoque une diminution de la pression statique (pour les pilotes cela entraîne une surestimation de l'altitude indiquée par l'altimètre).

Lorsque de l'air en mouvement rencontre un obstacle (une montagne par exemple), une partie des filets d'air tend à la contourner tandis que l'autre partie est forcée de s'élever.

Sur le versant au vent apparaissent donc des mouvements ascendants relativement réguliers. On considère généralement que la vitesse verticale augmente avec la pente; toutefois, si la pente est supérieure à 40° un tourbillon à axe horizontal se développe au pied de la montagne de telle sorte que l'angle de déviation des filets demeure inférieure à 40°.

Au sommet du relief la vitesse augmente par effet venturi.

Sur le versant sous le  vent, on observe un mouvement rabattant les courants vers le flanc de la montagne, la composante verticale de la vitesse du vent étant évidemment dirigée vers le bas.

Un relief isolé donne naissance à des mouvements verticaux plus faibles qu'une chaîne de montagnes de même profil. En effet, la majeure partie des filets d'air contourne un obstacle isolé contrairement à une chaîne de montagnes au-dessus de laquelle pratiquement tous les filets d'air sont forcés de s'élever. La zone d'influence d'un relief atteint 1/3 de sa hauteur pour un relief isolé et de 4 à 5 fois la hauteur moyenne pour une chaîne de montagnes. Dans le sens horizontal, on peut considérer que les filets d'air commencent à s'infléchir vers le haut sur le versant du vent à une distance donnée par la formule :

dont l'application apparaît mieux dans l'illustration suivante :

Sous le vent du relief, la région d'influence est essentiellement variable compte tenu notamment d'une formation possible d'ondes et de l'influence d'éventuels reliefs successifs. Ce phénomène est par exemple exploité dans le cadre du vol à voile où les pilotes tirent partie des ascendances dues au relief.

Brise de pente

Durant la journée toute pente exposée est réchauffée par rayonnement solaire. L'air en contact avec la surface de la pente est à son tour réchauffé alors qu'au même niveau mais à une certaine distance de la pente, la température de l'air ne varie pratiquement pas. L'air plus chaud, donc plus léger, remonte la pente : c'est le vent anabatique. Il est remplacé par de l'air qui, à l'origine, se trouvait à une certaine distance de la pente. Après un certain temps, une circulation fermée s'établit.

La nuit, une circulation inverse s'organise en raison du refroidissement du sol. La brise de pente porte alors le nom de vent catabatique.

Vent anabatique

Vent catabatique

Brise de vallée

La brise de pente existe évidemment aussi sur les deux flancs d'une vallée. De ce fait, l'air chaud remontant les pentes converge, à un certain niveau, vers l'axe de la vallée qui se remplit ainsi progressivement d'air chaud. Ce réchauffement est d'autant plus important que les crêtes entourant la vallée sont plus élevées. La vallée se remplit ainsi d'air chaud jusqu'à hauteur des crêtes adjacentes. Le sommet de la couche d'air chaud atteint une altitude qui s'élève en même temps que l'altitude des crêtes. En considérant une surface horizontale à l'intérieure de la vallée, on constate l'existence d'un gradient de pression dirigé dans le même sens que l'élévation de la crête.

Ce gradient est à l'origine d'un mouvement d'air dans la vallée appellée brise de vallée. Il est important de noter que le sens de cette brise dépend de l'inclinaison des crêtes et non pas de celle de l'axe de la vallée.

Ces inclinaisons sont généralement montantes pendant la journée. Elles sont descendantes ou d'aval dans les vallées qui présentent une inclinaison inverse de celle des crêtes adjacentes, comme c'est par exemple le cas dans la vallée de Maloggia près de Saint Moritz.

La brise de vallée (de jour à gauche, de nuit à droite) s'apparente à la brise de pente mais sa direction dépend de l'inclinaison des crêtes et non pas de celle de l'axe de la vallée.

La circulation de pente étant inversée au courant circulant la nuit, la brise de vallée est à son tour inversée. La brise de vallée tout comme la brise de pente sera d'autant plus importante que les pentes seront mieux exposées au Soleil.

Enfin, la rotation de la Terre (force de Coriolis) est sans effet sur la direction de la brise de vallée qui, pour des raisons purement dynamiques, coïncide avec la direction même de l'axe de la vallée.

Brise de mer et brise de terre

Nous avons vu à propos de la température que la terre s'échauffe et se refroidit beaucoup plus rapidement que la mer. Ce phénomène induit plusieurs effets : durant la journée la terre est plus chaude que la mer et inversement la nuit. Les mêmes effets se produisent également en fonction des saisons mais à une échelle plus grande et donc moins apparente (en hiver, la terre est plus froide que la mer; en été la mer est plus froide que la terre).

Comment explique-t-on cet effet ? Durant la journée, le sol relativement chaud donne naissance à des mouvements de convection thermique dans les basses couches. Ces mouvements ascendants sont évidemment compensés dans les basses couches par des mouvements horizontaux dirigés de la mer vers la terre, d'où l'apparition d'une brise de mer. Durant la nuit, le phénomène inverse se produit, la mer libérant sa chaleur plus lentement que la terre. 

A consulter : Convertisseur Noeud, Vitesse

Brise de Mer

Brise de Terre

Documents La Chaine Météo

Ces deux phénomènes s'observent entre le sol et 150 m de hauteur environ, dans une bande dépassant rarement 15 km de part et d'autre de la côte. La vitesse du vent au sol ne dépasse jamais 20 km/h (~10 noeuds).

Il faut noter à propos des brises de mer et de terre que le phénomène est moins marqué la nuit que durant la journée. En effet, le refroidissement se propage beaucoup moins vite que le réchauffement puisque la masse d'air devient plus stable à mesure qu'elle se refroidit.

Les rafales, micro-rafales et grains

On définit une rafale de vent (wind gust) comme étant tout variation significative de la vitesse intantanée du vent au cours des dix minutes précédant l'observation (par opposition à la mesure du vent moyen mesuré sur une période de 2 minutes). Si cette amplitude dépasse de 50 % la vitesse moyenne du vent, on parle de vitesse de pointe de la rafale. En météorologie aéronautique, une rafale doit dépasser de 10 noeuds la vitesse maximale du vent moyen. 

Le grain est un changement brutal et marqué de la vitesse du vent et de sa direction (45-90°) durant quelques minutes. Il est associé aux orages, aux averses et aux fronts froids.

Selon les études de S.R.Stewart réalisées en 1991 pour la NOAA, la vitesse d'une rafale de vent dépend de la vitesse propre du vent à laquelle s'ajoute celle de translation de la cellule orageuse et des caractéristiques du nuage selon la formule empirique suivante :

Vrafale = √ [(20.628 ms-2) x VIL - (3.125 x10-6 s-2) x Sommet2]

avec VIL, la masse de la colonne liquide de précipitation et Sommet, la hauteur du sommet du nuage concerné.

A lire : Estimation of the maximum velocity of convective wind gusts (PDF), PSU

La micro-rafale se produit lorsqu'une "goutte froide" d'air descendant s'étend en éventail sous un nuage d'orage, générant des rafales de plus de 70 km/h. On parle de micro-rafales lorsque le corridor dévasté mesure moins de 4 km de large et de macro-rafales à partir de 4 km de large. La micro-rafale peut être humide (avec pluie) ou sèche (sans pluie), y compris dans les orages, en fonction de la nature de la masse d'air. Notons que si la masse d'air est sèche, elle peut produire un coup de chaleur, c'est-à-dire une augmentation rapide de la température et un abaissement du point de rosée. Cela peut se produire avec des orages en phase dissipative (sur le déclin).

Des arbres abattus suite à une micro-rafale de vent survenue en 1999 au Montana, aux Etats-Unis, pendant le passage d'un orage dont les vents furent particulièrement violents (> 150 km/h). Documents Rod Benson.

Comme on le voit ci-dessus, l'impact d'une micro-rafale est surtout visible dans les forêts mais on peut l'observer partout, notamment en mer ou les navigateurs l'appelle le "grain blanc" et sur les aéroports où elles représentent un vrai danger pour les avions en phase de décollage ou d'atterrissage.

Les micro-rafales et bien entendu les macro-rafales peuvent provoquer des dégâts considérables, similaires à ceux d'une tornade. L'effet est semblable à celui d'une micro-explosion atmosphérique (d'où son nom de microburst en anglais). L'évènement de la Tunguska en 1908 provoqué par l'explosion d'un bolide dans l'atmosphère produisit des dommages similaires mais beaucoup plus étendus et associés à des incendies.

Troisième partie

Les vents régionaux connus

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