6. Le vent près du sol dans les système météorologiques

6. Le vent près du sol dans les système météorologiques
Près du sol le vent perd son énergie cinétique par frottement qui ralenti le vent (comme une force).
Force de frottement
Vh
r = - a Vh
sol
Figure DynE-1: Force de Frottement, r , par unité de masse. a est le coefficient de
frottement.
Le résultat est que le vent ne suit pas les isobares exactement mais se tourne un peu vers la basse
pression. Les effets sont importants. D'abord le vent au sol converge dans les basses pressions et
les creux de pression produisant (conservation de la masse) du mouvement ascendant qui, à son
tour, produit les nuages bas et la précipitation. Cela est la cause du mauvais temps dans les
dépressions et les creux. Par contre, le vent au sol diverge dans les anticyclones et les crêtes de
pression. Donc ces derniers sont associés au mouvement descendant et, par conséquent, de
l'absence générale des grandes zones de nuages et de précipitation.
source: Lutgens et Tarbuck 1986
Figure DynE-2:
La direction du vent près du sol observée dans les systèmes
météorologiques (taille horizontale de l'ordre de 1000 km).
SCA2625 Dynamique E-1
Source: Lutgens et Tarbuck 1986
Figure DynE-3: : Schéma de la circulation d'air associée aux cyclones et aux anticyclones.
(a) Les vents convergents sur le plan horizontal en surface et l'air ascendant sont associés
aux dépressions ou cyclones.
(b) Les hautes pressions ou anticyclones sont associées à de l'air descendant et des vents
divergents sur le plan horizontal en surface.
Le frottement produit une force de friction près du sol. Cette force est dirigée essentiellement dans
la direction opposée à la direction du vent et elle est proportionnelle à la grandeur de la vitesse du
vent:
r = - a Vh
E-1
où a est le coefficient de frottement qui dépend du turbulence qui dépend de la nature de la surface,
de la vitesse du vent et de la stabilité de l’air.
SCA2625 Dynamique E-2
Source: Lutgens et Tarbuck 1986
Figure DynE-3: Comparaison entre les vents en altitude et les vents de surface montrant
les effets de la friction sur le déplacement de l'air. La friction ralentit la vitesse des vents
de surface et diminue donc la force de Coriolis. Ceci a pour effet que les vents coupent à
travers les isobares.
En effet, il existe aussi une quasi-équilibre entre les trois forces horizontales près du sol :
frottement, Coriolis et gradient de pression.
La somme des forces de pression, Coriolis et frottement est donc
0 = - ρ1 ∇p + f k × V - aV
(E-2)
Multiplions l’éq. E-2 par k × et notons que k × k × V = -V
0 = - k × ρ1 ∇p + f V - a k ×V
(E-3)
Multiplions l’éq. E-3 par f/a, on trouve que
2
f k ×V = - af k × ρ1 ∇p + fa V
Notons que
V=
on trouve que
a2
V
En substituant E-4 dans E-2 et gardant tous les termes avec
(E-4)
sur la coté gauche, on trouve
2
V a + fa = -ρ1 ∇p + af k × ∇p
(E-5)
2
2
f2
a + fa = a +
a
(E-6)
a
- ρ1 ∇p + af k × ∇p
2
+f
SCA2625 Dynamique E-3
(E-7)
Il y a donc deux composantes du vent: Une dans la direction de la force de gradient de pression
(opposée du gradient de pression : de la haute pression vers la basse pression).
V=
a
- 1 ∇p
a2 + f2 ρ
et aussi une autre composante parallèle aux isobares avec la basse pression à sa gauche.
V=
a
f k × ∇p
a2 + f2 a
Advection de
l'air froide
0C
5C
Pas d'advection
1000 hPa
10 C 15 C 20 C
Frontogénèse
1004 hPa
1008 hPa
Frontogénèse
Figure DynE-4: La convergence due au frottement du vent dans les dépressions et les
creux en surface créé l'augmentation du gradient de température (des fronts) et du
mouvement ascendant (voir Figure DynE-3) et donc des nuages et précipitation. Les
fronts sont donc associés à du mauvais temps.
Formation des zones frontales (zones de forts gradients de température dans les creux et
les dépressions
Notons aussi que la convergence du vent au sol dans les dépressions et les creux augmente le
gradient horizontal de la température dans ces systèmes et crée les fronts (zones de fort gradient de
la température). Nous trouvons ainsi que les fronts sont attachés aux dépressions et se trouvent
généralement dans les creux de pression. Les fronts sont donc associés au mauvais temps.
SCA2625 Dynamique E-4
7. La source des systèmes de météo : La divergence et la convergence
en altitude.
Figure DynE-5: Pression à la surface de la Terre = poids de l’air au-dessus
Nous avons vu que la pression au sol égale le poids de l'air au-dessus. Donc pour créer une chute
de pression au sol, il faut enlever sur le plan horizontal (par divergence) de l'air de la colonne. Nous
avons vu qu'à cause des effets de frottement, le vent au sol converge dans une basse pression. L'effet
du frottement est donc d'augmenter la masse dans la colonne au-dessus d'une basse pression et de
la combler. Ainsi, l'existence d'une dépression exige la divergence de la masse au-dessus de celle-ci
(voir la figure DynE-3).
Il existe plusieurs sources de divergence (convergence) qui créent des dépressions (haute pressions)
et des creux (crêtes):
-un maximum de réchauffement (refroidissement) dû au dégagement (absorption) de chaleur latente
(exemples: ouragans, zone de convergence intertropical,…)
-un maximum de réchauffement (refroidissement) du à l'advection de l'air chaud (froid) (exemples:
fronts chauds, fronts froids,…)
-un maximum de réchauffement (refroidissement) dû au dégagement (absorption) de chaleur
sensible (exemples: creux sur les grandes lacs en hiver)
-lorsque le vent s'éloigne (s'approche) des obstacles orographiques
-lorsque le vent souffle d'un creux (crête) vers une crête (creux)
SCA2625 Dynamique E-5
L'effet de creux-crête en altitude
Force de gradient
de pression
508
C
504
B
Force de
Coriolis
500
Accélération
Vent géostrophique
D
A
Accélération
Vents
Nord
D
Est
Figure DynE-6: Le vent ralenti et devient plus lent que le vent géostrophique lorsqu'il
tourne dans la direction anti-horaire.
500
Nord
Force de
Coriolis
Est
504
Vents
508
H
Accélération
Force de gradient
de pression
Le vent devient plus rapid que géostrophique
lorsque l'écoulement est anti-cyclonique (horaire)
Figure DynE-7: Le vent s'accélère et devient plus vite que le vent géostrophique lorsqu'il
tourne dans la direction horaire.
SCA2625 Dynamique E-6
Considérons à présent le cas d’une haute pression comme celle présentée à la figure DynE-7. Dans une
haute pression, la circulation (vent) tourne autour de la haute pression dans le sens horaire
(anticyclonique), mais le vent est plus rapide que le vent géostrophique. Alors, pour le même gradient de
pression (distance entre les isobares), le vent est plus fort lorsque la circulation est horaire
(anticyclonique) et il est plus faible lorsque la circulation est anti-horaire (cyclonique - Voir la figure
DynE-6. Autrement dit: pour le même gradient de pression, le vent est plus fort dans une haute pression
(anticyclone) ou une crête de pression et le vent est plus faible dans une dépression (cyclone) ou un
creux de pression.
500
Nord
Vent
A
Creux
Crête
504
Est
508
B
512
Convergence du vent
Figure DynE-8: La convergence (divergence) sur le plan horizontal lorsque le vent souffle
d'une crête (creux) vers un creux (crête).
Examinons les vents de la figure E-8 ci-dessus qui présente une alternance d'une crête et d’un creux qui
est caractéristique des circulations dans la mi et haute troposphère. Le vent est plus rapide dans la crête
(anticyclonique-horaire) que dans le creux (cyclonique-anti-horaire). Il y a donc de la convergence en
aval de la crête et en amont du creux. Cette convergence dans la mi et haute troposphère aura tendance
à produire des hautes pressions au sol, en dessous. C'est exactement ce que nous trouvons. En aval
des creux et en amont des crêtes, c'est l'inverse qui se produit: il y a de la divergence et nous trouvons
les dépressions au sol, en dessous.
SCA2625 Dynamique E-7
Source: Anthes 1992
Figure DynE-9: Les liens entre la circulation en altitude et des systèmes en surface.
Source: Lutgens et Tarbuck 1986
Figure DynE-10: Les liens entre la circulation en altitude et des systèmes en surface.
Les effets des changements de température
Une autre façon produire la divergence en altitude est de augmenter localement la température soit par
réchauffement diabatique (dégagement de chaleur latente ou sensible) ou par un maximum d'advection de
l'air chaude. Par exemple, supposons que nous nous trouvons dans une atmosphère sans variations
horizontales de pression ou de température à l'échelle des systèmes météorologiques comme dans la
SCA2625 Dynamique E-8
figure ci-dessous (fig. 6-40). Sans force de gradient de pression, il n'y a pas de vent. L'équilibre est
parfait : pas de forces et pas d'accélération.
Height
400 hPa
600 hPa
Pressure
200 hPa
800 hPa
1000 hPa
East-West
Figure DynE-11: Des surfaces isobares dans une atmosphère sans gradient horizontal de
température et de pression
200 hPa
400 hPa
8 km
Heating
Heating
Profile
5 km
600 hPa
2 km
800 hPa
Pressure
Height
12 km
1000 hPa
East-West
Figure DynE-12:
uniforme
Augmentation de l'épaisseur de la couche due à un réchauffement
Si nous réchauffons la couche d'une façon uniforme entre 5 et 8 km (400 et 600 hPa), la densité
diminuera et la couche occupera une plus grande épaisseur. Donc, à la même hauteur de 7 km, il y aura
plus de masse au-dessus et la pression augmentera. Cependant, étant donné que ce réchauffement se
SCA2625 Dynamique E-9
12km
200 hPa
8km
400 hPa
5km
Heating
Pressure
Height
produit partout, la pression augmentera partout et il n'y aura aucune variation horizontale de la pression et
aucune force horizontale de gradient de pression.
600 hPa
800 hPa
2km
1000 hPa
East-West
Figure DynE-13: Exemple de réchauffement local (taille ≈ 1000 km)
12km
200 hPa
8km
400 hPa
5km
Heating
Pressure
Height
Pressure Gradient Force
600 hPa
800 hPa
2km
1000 hPa
East-West
Figure DynE-14: Les changement des surfaces isobares dans une atmosphère réchauffée
localement entre 5 et 8 km.
SCA2625 Dynamique E-10
Maintenant, supposons qu'au milieu de cette région, nous trouvons une zone limitée de réchauffement
d'une taille de 1000 km. L'augmentation de la température réduira la densité dans la zone du
réchauffement. La même masse d'air occupera donc plus de volume et sera plus épaisse. Nous
retrouverons alors plus de masse au-dessus du réchauffement (fig. DynE-14), c’est-à-dire une
augmentation locale de la pression au-dessus du réchauffement. Il y aura donc une force horizontale de
gradient de pression en altitude dirigée vers la droite et la gauche.
12km
200 hPa
8km
400 hPa
5km
Heating
2km
600 hPa
Pressure
Height
DivergenceWinds
800 hPa
1000 hPa
East-West
Figure DynE-15: Surfaces isobares avec une région de réchauffement au milieu et vent
vers l'extérieur; divergence au centre et convergence sur les marges
Cette force de gradient de pression produira un vent vers l'extérieur (divergent). Nous pouvons donc dire
que les zones isolées de réchauffement produisent de la divergence dans les couches au-dessus.
L'inverse est aussi vrai : les zones isolées de refroidissement produisent la convergence dans les couches
au-dessus. Les zones de divergence en altitude, produites par les maximums de réchauffement, devraient
produire les dépressions et creux en surface. La divergence qui se produit au-dessus du réchauffement a
pour effet de retirer de l’air dans la colonne. Puisqu’il y a moins d’air dans la colonne, la pression au sol
commence à baisser (rappel : la pression au sol est le poids de l’air au-dessus). Un creux ou dépression
se produit alors en surface engendrant ainsi un mouvement de convergence sous la zone de
réchauffement et, par le fait même, un mouvement vertical vers le haut.
Une fois que le vent vers l'extérieur existe en altitude (et la divergence), l'effet de Coriolis (la force de
Coriolis) le tournera vers la droite dans le sens horaire. Les vents horizontaux convergents en basse
altitude se mettent alors à être déviés vers la droite par l’action de la force de Coriolis, tournant ainsi
autour la dépression dans le sens anti-horaire. Voilà la source des tempêtes tropicales et les creux
associés aux fronts chauds (zone locale de l'advection de l'air chaude).
Inversement, les zones de convergence en altitude produites par les maximums de refroidissement
devraient produire les hautes pressions. Voilà la source des hautes pressions froides en hiver associées à
l'arrivée de l'air très froid. Les hautes pressions associées à l'air froid ne sont pas produites par l'existence
de l'air froid mais par l'arrivée de l'air froid (le refroidissement).
SCA2625 Dynamique E-11
Zone de convergence intertropicale
Nous pouvons maintenant comprendre l’existence permanente de la zone de convergence
intertropicale dont la circulation se résume dans la figure DynE-16) mais dans la direction nord sud. D’abord les alizés, chargés d'une grande quantité d’humidité, convergent sur le plan horizontal
dans le creux intertropical en surface. La convergence provoque un mouvement ascendant qui
refroidit l’air de la colonne, produisant de la condensation (qui dégage de la chaleur latente). Ce
dégagement de chaleur latente réchauffe localement l’atmosphère provoquant le développement
d’une crête de pression au-dessus. La crête provoque la divergence horizontale de la masse en
altitude qui maintient bien le creux en surface. La convergence en altitude sur le plan horizontal, au
nord et au sud, maintient les hautes pressions sous-tropicales et le mouvement descendant éliminant
les nuages dans les hautes pressions. Ainsi, dans les hautes pressions sous-tropicales, le soleil
réchauffe la mer et fait évaporer beaucoup d’eau ce qui augmente l’humidité des alizés.
Co nv er ge nce
200 hPa
400 h Pa
Ha ut e ur
8km
Rec hauffem ent
5km
D i v er ge nce
Co nver ge nce
D i v e r ge nce
2km
600 h Pa
Pr e ss i o n
D i v er ge nce
Co nv er ge nce
12km
W inds
800 h Pa
100 0 hPa
H aute Pre ss ion
S ous-t ropica le
H aute Pre ss ion
S ous-t ropica le
M er Ch a ud e
Nord
Sud
Figure DynE-16 : La structure de la circulation dans la zone de convergence intertropicale
Nous voyons maintenant que la zone de convergence intertropicale, une fois développée, se
maintient toute seule. Lorsque la zone est perturbée par d’autres systèmes, elle se reforme
rapidement. On dit que la zone de convergence intertropicale est un « attracteur étrange » pour la
circulation atmosphérique. Tous les autres systèmes météorologiques ne sont pas aussi stables que
la zone de convergence intertropicale. Les cyclones tropicaux ne durent qu’environ une semaine,
SCA2625 Dynamique E-12
les cyclones extra-tropicaux ne durent qu’environ quelques jours. Cependant, ils se développent
tous seuls.
Les effets des obstacles au vent : les chaînes de montagnes (orographie)
Lorsque le vent de surface converge vers une chaîne de montagne a pour effet d'augmenter la
pression au sol (création d'un haute pression en amont des montagnes) car l'air "s'accumule" sur le
flanc de la montagne et ensuite est forcé de monter. Si l'air contient suffisamment d'humidité, des
nuages se formeront à cause du refroidissement engendré par l'ascension. Nous retrouverons alors
du mauvais temps mais associé, cette fois-ci, à une haute pression en surface. Inversement, la
divergence se produit dans la basse atmosphère en avale de la montagne produisant donc une
dépression associée à du beau temps (à cause du mouvement descendant en avale).
Divergence
Convergence
H
D
Figure DynE-16 Illustration schématique de la convergence et de la divergence provoquées
par l’arrivée (et montée) et la descente du vent sur les flancs d’une montagne.
Résumé
Tous les systèmes météorologiques que nous trouvons en surface sont associés à un ou plusieurs effets
qui produisent soit de la divergence soit de la convergence. Ces effets, que nous appelons les forçages,
sont 1) les effets creux-crêtes en altitude, 2) les changements locaux de la température soit par les
advections de température soit par les sources locales (orages, eau chaude), 3) les effets
orographiques. Chaque système météorologique est une combinaison des différents effets, en proportion
différente. Certaines combinaisons se produisent plus souvent et en proportion plus semblable (les
systèmes classiques): dépressions chaudes et froides, anticyclones chauds et froids, cyclones tropicaux,
fronts chauds et froids. Nous trouvons beaucoup d’exemples de système classique dans les livres
d'introduction à la météorologie. Ces systèmes sont très étudiés mais les situations classiques ne sont pas
la norme. En effet, un système peut, en apparence, être classique mais se comporter de façon inattendue.
Les météorologistes essaient de regrouper tous les systèmes dans différentes catégories mais souvent
sans succès.
Les systèmes météorologiques se déplacent dans la direction où les forçages qui favorisent la
divergence ou la convergence se déplacent. Par exemple, pour le cas d'un cyclone tropical, le cyclone
se déplacera dans la direction du déplacement du réchauffement produit soit par les orages soit par
le dégagement de chaleur sensible de la mer. Lorsque le cyclone tropical arrive sur la terre, il perd la
source de chaleur de la mer et s'affaiblit.
SCA2625 Dynamique E-13