Considérez les forces qui affectent le volume d'air et déterminent son mouvement dans la direction horizontale, le long de la surface de la Terre.
Force de gradient de pression
Le gradient de pression est une force (PG) qui agit dans une direction du point de pression élevée vers la pression plus basse. Il sert généralement de première impulsion pour le mouvement de l'air.
Force de Coriolis
La force de Coriolis (CF) agit sur l'air en mouvement vers la droite dans l'hémisphère nord (vers la gauche dans l'hémisphère sud), par rapport à la direction de son mouvement.
Forces de friction
Deux forces sont principalement considérées : la force de friction contre la surface sous-jacente (traînée), qui ralentit le mouvement de l'air près de la surface, et la force de friction contre la couche d'air supérieure, qui, en raison de son mouvement plus rapide, accélère au contraire le volume d'air. Sa valeur, généralement inférieure à celle de la friction contre la surface, dépend de la stratification. Si la stratification est stable, la force de friction contre la couche supérieure est faible car il y a peu de mélange entre les couches. Si la stratification est instable, la force de friction contre la couche d'air supérieure augmente en raison du mélange intense.
L'ampleur de la force résultante est déterminée par le rapport des forces de friction mentionnées. En l'absence de forces de friction, l'air se déplacera de manière à ce que l'égalité des deux forces soit maintenue : la force de gradient de pression et la force de Coriolis. Ce type de mouvement de l'air, ou vent, est appelé vent géostrophique.
Le vent en altitude
Les vents géostrophiques sont les véritables courants d'air présents au-dessus de nos têtes. En effet, à partir d'environ 500-1000 mètres, la force de friction contre la surface sous-jacente peut être négligée. Le vent géostrophique est souvent appelé différemment : synoptique, de gradient, de fond, en altitude, météorologique, et, après un examen plus approfondi, tous ces concepts sont légèrement mais différemment distincts les uns des autres. Mais plus souvent, ces termes désignent le flux d'air conditionné par la distribution spatiale de la pression atmosphérique, qui reflète la situation synoptique existant sur un territoire donné (zone maritime).
Peu importe à quel point le vent géostrophique peut sembler éloigné de nous (en effet, car le vent soufflant à une altitude de 500 mètres n'est pas toujours celui qui détermine le champ de vent à la surface), son importance est énorme. Le mouvement des nuages du bas étage, situés à des hauteurs de 0 à 2 km, par lesquels nous pouvons juger du temps immédiat, est presque entièrement déterminé par les courants d'air géostrophiques. Et les changements météorologiques pour les prochains jours sont en grande partie déterminés par les vents en altitude (5-10 km), dans la dynamique desquels l'équilibre géostrophique joue également un rôle important. De plus, les caractéristiques du vent géostrophique sont les principaux composants des modèles de prévision, sur lesquels nous obtenons ensuite des informations sur le vent au sol.
La distribution spatiale de la pression atmosphérique sur les cartes météorologiques synoptiques est illustrée par des isobares. Ce sont des lignes, en chaque point desquelles la pression atmosphérique, ajustée au niveau de la mer et exprimée en hectopascals (hPa), a des valeurs égales.
Comme la force de gradient de pression est normale aux isobares (de haute pression vers basse pression), le flux d'air géostrophique est parallèle à celles-ci. Sa vitesse est plus grande plus le gradient de pression est élevé, c'est-à-dire plus les isobares sont rapprochées. Avec une telle dépendance du vent géostrophique au champ de pression atmosphérique dans les régions de pression atmosphérique relativement élevée, ou, comme on les appelle en météorologie, les anticyclones (hautes pressions), il y a une circulation de l'air dirigée autour de leur centre dans le sens horaire dans l'hémisphère nord. Dans l'hémisphère sud, l'air se déplace dans le sens antihoraire dans les anticyclones.
Dans les cyclones, les zones de pression relativement basse (cyclone, dépression, basse pression), le mouvement de l'air autour de leurs parties centrales se fait dans le sens inverse, c'est-à-dire antihoraire dans l'hémisphère nord et horaire dans l'hémisphère sud.
Comme les cyclones sont responsables de la détérioration du temps (renforcement du vent et précipitations), lorsqu'on est en mer, il est conseillé de connaître l'emplacement de leur centre. Même sans une carte synoptique, il n'est pas difficile de le faire en observant attentivement la direction du vent dans l'espace ouvert ou le mouvement des nuages de bas niveau (0-2 km). En se souvenant que les nuages se déplacent dans la direction du vent géostrophique, tournez-vous de manière à ce que leur mouvement aille de gauche à droite. Vous serez alors face à une zone de basse pression et, si elle apparaît dans la partie occidentale du ciel, attendez-vous à un temps dégradé.
Bien sûr, il ne faut pas oublier que cette règle ne sera valable que pour l'hémisphère nord. Pour l'hémisphère sud, il faut tourner de manière à ce que les nuages se déplacent dans le sens inverse, c'est-à-dire de droite à gauche.
En réalité, strictement parlant, dans les anticyclones et cyclones, le vent n'est pas purement géostrophique. Étant donné que l'écoulement de l'air est impliqué, dans les deux cas, dans un mouvement rotatif autour de leurs centres, une autre force - centrifuge - apparaît dans l'équilibre des forces. Le vent qui en résulte est appelé vent de gradient. Étant donné que dans la grande majorité des cas, les isobares ne sont pas rectilignes et que la force centrifuge est presque toujours présente, il serait plus correct de qualifier le vent en altitude, qui n'est pas influencé par la surface sous-jacente, de vent de gradient.
Vent de surface
Bien sûr, lorsque l'on considère le vent près de la surface de la Terre, la force de friction doit être ajoutée à l'équilibre des forces. Il est clair que plus elle est grande, plus la vitesse du flux d'air est faible. Mais l'effet de la force de friction ne se limite pas à cela, son apparition conduit au fait que l'équilibre des forces est désormais déterminé par trois forces : la force de gradient de pression, la force de Coriolis et la force de friction. Par conséquent, en résultat, le flux d'air commence à se dévier vers la gauche, dans le sens antihoraire (retour) par rapport à la direction du vent géostrophique (dans l'hémisphère nord). Dans l'hémisphère sud, la déviation sera vers la droite, c'est-à-dire dans le sens horaire (virer). Plus la quantité ou l'angle de déviation est grand, plus la force de friction est importante.
De quoi dépend la force de friction ? Tout d'abord, elle dépend de l'effet de freinage de la surface sous-jacente, ou de sa rugosité. Plus la rugosité est grande, plus la force de friction est importante. Sur terre, la force de friction est plus grande que sur l'eau. Ainsi, en moyenne, l'angle de déviation du vent par rapport à la direction géostrophique est considéré comme étant de 30 à 40° sur terre, contre 15 à 20° sur mer. Sur une surface vallonnée, la force de friction de la surface sera plus grande que sur une surface plane. Sur une surface couverte de buissons ou de forêt, elle sera plus grande que sur une prairie ou un champ. Et, bien sûr, la quantité de rugosité ainsi que la force de friction de la surface seront les plus grandes dans les zones peuplées.
L'un des facteurs déterminant l'intensité de la force de friction entre les couches d'air, y compris l'air en surface et l'air au-dessus, sera la caractéristique de stabilité. Plus elle est élevée (en particulier lors d'une inversion, lorsque la couche d'air inférieure est plus froide que celle du dessus), moins il y a d'interaction entre les couches, moins il y a de force de friction entre elles. Et donc, la force de friction totale sera plus grande. Dans ce cas, la vitesse du vent en surface sera plus faible et l'angle de rotation par rapport au vent géostrophique sera plus grand.
Examinons un peu plus le changement du vent avec l'altitude. La force de friction diminue avec la hauteur, donc la vitesse du vent en hauteur augmente, et le vent lui-même tourne par rapport au vent de surface vers la droite dans l'hémisphère nord, se rapprochant de la direction géostrophique (vers la gauche dans l'hémisphère sud). Ce changement du vent avec l'altitude se reflète dans ce qu'on appelle la spirale d'Ekman. La fumée d'un feu de camp peut se déplacer dans une direction ; un drapeau soufflant sous le vent montrera une direction du vent déviée vers la droite à la hauteur du mât ; la fumée d'une cheminée se dispersera dans une direction encore plus déviée vers la droite par rapport aux deux premiers cas ; et enfin, les nuages se déplaceront presque dans la direction du vent géostrophique.
Un virage notable peut être observé même à la hauteur du mât de petits bateaux de croisière. Les athlètes expérimentés, médaillés des grandes régates internationales et des Jeux Olympiques, notent que dans certaines conditions, un tel virage, même à la hauteur du mât d'un "Laser" (moins de 6 mètres), peut être de 2 à 3° ! Par conséquent, sans aucun doute, ce facteur doit être pris en compte lors du réglage des voiles.
Si, pour une raison quelconque (dynamique ou thermique), l'air des grandes altitudes se trouve près de la surface, il transférera inertiellement sa vitesse et sa direction de mouvement vers le bas. Ainsi, souvent, les rafales de vent, représentant des masses d'air en haute altitude qui se trouvent à la surface, sont caractérisées non seulement par une plus grande vitesse, mais aussi par une direction de mouvement déviée vers la droite (vers la droite) par rapport au vent dominant. Rappelez-vous : pour l'hémisphère sud, cette déviation sera vers la gauche !
Examinons maintenant le changement de vent lorsqu'il se déplace sur des surfaces de rugosité différente et, par conséquent, de forces de friction différentes. Sur la côte, il existe deux types de surface sous-jacente : la terre et la mer.
Si le flux d'air est dirigé de la mer vers la terre, il subit un freinage lorsqu'il y entre, ce qui n'a presque aucun effet sur la zone d'eau. Mais s'il est dirigé dans la direction opposée, de la terre vers la mer, alors, sur la surface de l'eau, en raison de la réduction de la force de friction, le flux d'air s'accélère et se tourne progressivement vers la droite (dans l'hémisphère nord). L'espace dans lequel le vent subit ces changements dépend de nombreux facteurs : la vitesse du vent, la rugosité de la terre et de la mer, la stratification de l'air au-dessus d'elles, et bien plus encore.
Parfois, un virage du vent vers la droite peut être observé même au cours de la course, exposé à la côte. Ainsi, les informations sur la direction du vent à la ligne de départ et à la marque de parcours supérieure peuvent être très importantes pour le concurrent juste avant le début de la course.
Les cas les plus intéressants sont ceux où le flux d'air est dirigé le long de la ligne de côte. Commençons par examiner la situation où le vent est dirigé de telle sorte que, si vous vous tenez face à lui, la côte se trouve à votre droite. Alors, parce qu'il est dévié vers la droite par rapport à sa direction sur la terre, la zone de divergence des courants d'air sera située au-dessus de la frontière terre-mer. Et si vous vous tenez dos au vent et que la côte est à gauche, il y aura une zone de convergence des courants d'air au-dessus de la côte et de la zone d'eau adjacente.
Dans le champ de vent au-dessus des zones côtières comme les détroits ou les grandes baies ou au-dessus des plans d'eau intérieurs (lacs, rivières et réservoirs), les zones de convergence et de divergence sont situées sur les rives opposées. La même influence se fait sentir sur les flux d'air au-dessus des grandes îles et également lorsque le vent de la mer souffle au-dessus des péninsules sur leurs rives opposées situées à droite et à gauche par rapport à la direction du vent.
Mais ce qui est le plus important, ce ne sont pas les zones de convergence-divergence elles-mêmes, mais l'effet qu'elles ont sur le vent. Il semble évident que la convergence ou la convergence des courants de vent devrait conduire à un renforcement du vent et que la divergence, au contraire, devrait conduire à un affaiblissement.
C'est exactement ce qui se passe lorsqu'il y a une stratification stable, par exemple, lorsque l'eau est plus froide que l'air. Et nous pouvons observer cela au printemps et en été, les saisons les plus populaires pour les voyages et la voile.
Mais en automne et en hiver, une stratification instable se développe au-dessus de l'eau avec sa température relativement élevée. Dans ces conditions, la convergence conduit à une montée intense de l'air et à un affaiblissement du vent, tandis que la divergence, au contraire, conduit à la descente de l'air depuis des altitudes plus élevées et, en conséquence, à un possible renforcement du vent. Ainsi, l'effet peut être inverse.
Les zones de renforcement et d'affaiblissement du vent peuvent ne pas se limiter aux zones côtières des plans d'eau. Par exemple, s'il s'agit d'une île, elles influenceront la dynamique du vent du côté sous le vent de l'île sur une distance significative. Et la valeur de cette distance dépendra déjà des conditions spécifiques.
Mais la stratification et sa caractéristique de stabilité peuvent non seulement connaître des changements saisonniers, mais aussi varier sur de plus courtes périodes. Par exemple, une conséquence des changements diurnes de stabilité est le comportement du vent lors d'une journée ensoleillée et peu nuageuse, où l'on dit : "Le vent suit le soleil". Arrêtons-nous ici en détail, car cette particularité de la dynamique du vent est importante à la fois pour les plans d'eau intérieurs et pour les zones côtières, surtout lorsque le vent est dirigé de la terre vers la mer.
La nuit, en raison du refroidissement, qui se produit en raison de la chaleur émise par la surface terrestre par rayonnement infrarouge à ondes longues, une stratification stable se forme dans la couche inférieure de l'atmosphère, souvent même une inversion de surface est observée. Le vent est faible, et son angle de déviation par rapport à la direction géostrophique est significatif. Lors d'un refroidissement intense, le calme est assez souvent observé.
Lorsque le soleil se lève, il commence à réchauffer la surface terrestre, à partir de laquelle la couche d'air adjacente est déjà chauffée. Une stratification instable se forme avec un grand contraste de température entre les couches d'air inférieures chaudes et les couches supérieures plus froides. Un mélange convectif se développe. La force de friction entre les couches d'air augmente, les couches supérieures plus rapides commencent à entraîner les couches inférieures avec elles.
La force totale de friction (friction de surface moins friction entre les couches d'air) diminue, le vent à la surface augmente et tourne dans le sens des aiguilles d'une montre. Et la direction "dans le sens des aiguilles d'une montre" correspond au mouvement du Soleil à travers le ciel dans l'hémisphère nord. Ainsi, il s'avère que le vent, "tournant à droite", "suit" le Soleil !
Bien sûr, à la fin de la journée, lorsque le Soleil descend à l'horizon et que le réchauffement cesse, la stratification prend un caractère stable à nouveau, et le vent, tournant à gauche, faiblit à nouveau, parfois jusqu'à un calme complet.
La cause des changements de stabilité peut être non seulement des changements de température de la surface sous-jacente, mais aussi des changements de température de l'air lui-même. Cela est généralement observé lorsqu'un front atmosphérique traverse une zone terrestre ou aquatique. Derrière un front froid, la stratification devient souvent instable en raison du fait que de l'air froid se trouve au-dessus de la surface qui conserve la chaleur. Des processus convectifs se développent, des nuages cumulonimbus apparaissent et le vent devient plus fort et sensiblement plus rafaleux.
La situation opposée est observée derrière un front chaud : à mesure que de l'air chaud se déplace sur la surface plus froide, la stabilité dans les couches inférieures augmente. Les nuages bas de forme stratifiée prédominent, du brouillard ou une brume dense est souvent notée, et la vitesse du vent diminue.
Mais des changements similaires de stabilité peuvent se produire non seulement dans le temps, mais aussi dans l'espace. Cela est principalement lié aux changements de température de la surface sous-jacente, y compris la surface de l'eau. Lorsque le flux d'air passe de la surface de l'eau chaude à la surface de l'eau froide, la stratification dans la couche proche de la surface devient stable. Cela conduit à un affaiblissement du vent et à un virage à gauche dans l'hémisphère nord et à droite dans l'hémisphère sud. Ces changements sont tout à fait analogues aux changements subis par le flux d'air lorsqu'il passe de l'eau à la terre.
Lorsque l'air se déplace de l'eau froide vers l'eau chaude, un changement inverse se produit avec le flux d'air : la vitesse du vent augmente et la direction change dans le sens des aiguilles d'une montre (dans le sens inverse des aiguilles d'une montre dans l'hémisphère sud).
Les limites définissant différentes masses d'eau sont appelées fronts marins en océanologie. Les masses d'eau diffèrent généralement non seulement par la température, mais aussi par la salinité et d'autres paramètres, tels que les caractéristiques optiques : couleur et transparence. L'eau de la mer ouverte a généralement une teinte bleu foncé et une grande transparence, tandis que les eaux côtières se caractérisent par une transparence moindre et une teinte jaune-brun.
Alors, quelles sont les raisons du changement de température de l'eau ? Par exemple, il est assez évident qu'en hiver, les eaux de la mer ouverte ont une température plus élevée que l'eau près de la côte. En été, la situation est inversée : l'eau côtière devient plus chaude en raison d'un réchauffement plus important. Par conséquent, les caractéristiques du vent changeront également à mesure que le flux d'air se déplace de la mer ouverte vers la zone côtière ou vice versa.
De plus, dans les zones aquatiques proches de la côte, il existe souvent des zones d'eau douce provenant des estuaires qui, selon les saisons de l'année, ont une température différente par rapport à la température de l'eau de mer. En automne et en hiver, elle est généralement plus froide que l'eau de mer, et en été, si le fleuve n'est pas montagneux et a un large embouchure, où il y a un réchauffement intense, l'eau de rivière est, au contraire, beaucoup plus chaude.
Dans les zones aquatiques à fortes marées, la distribution de l'eau douce du fleuve sur la zone d'eau côtière est soumise aux cycles de marées. À marée basse, de l'eau douce sera observée près de la côte, et si elle est froide, avec un affaiblissement notable du vent, tandis qu'à marée haute, la zone aquatique sera occupée par de l'eau de mer plus chaude, accompagnée d'une augmentation du vent. Un changement similaire de température de l'eau, entraînant un renforcement ou un affaiblissement du vent, se produit lors de l'échange d'eau dû aux courants à travers des détroits.
Bien sûr, le facteur naturel du changement (augmentation) de la température de la surface de la mer est le réchauffement de l'eau dans les vastes eaux peu profondes. Par exemple, la différence entre la température de l'eau sur les récifs coralliens et la température de l'eau dans la zone adjacente de l'océan profond peut dépasser 3 à 5°C. En conséquence, au-dessus des bancs de récifs, il y a une augmentation significative de la vitesse du vent par rapport au vent au-dessus de l'océan ouvert.
Un autre groupe de causes des changements de température de l'eau de surface inclut les processus hydrodynamiques. Par exemple, la chute brusque de la température de l'eau en été sur de nombreuses côtes maritimes est généralement associée au phénomène dit de remontée. Cela se produit lorsque le vent soufflant depuis la côte pendant plusieurs jours pousse l'eau chaude de surface vers la mer ouverte, et la masse d'eau froide du fond remonte pour la remplacer depuis les profondeurs.
La remontée des eaux profondes et froides vers la surface est appelée upwelling en océanologie. Ce phénomène a généralement une origine dynamique. Par exemple, une chute notable de la température de l'eau est observée à la suite du mélange vertical de la colonne d'eau derrière divers obstacles rencontrés sur le chemin des courants marins : hauts-fonds, caps ou péninsules. En conséquence, l'eau de surface relativement chaude se mélange avec l'eau plus froide située en profondeur, la température en surface baisse, et des zones de vent affaibli se forment au-dessus de ces zones.
Tous les exemples ci-dessus indiquent que la surface sous-jacente a un effet significatif sur le flux d'air qui se déplace au-dessus de celle-ci. Cela peut se faire à la fois directement, de manière purement mécanique, par la force de friction de surface, et indirectement, de manière plus complexe, par l'influence sur la structure de la couche de surface de l'atmosphère et la caractéristique de sa stabilité. Le contraste des conditions de vent dû à ces processus peut être significatif.
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