LA BRISE DE MER

Les fronts
Les fronts délimitent les masses d’air différentes.
Les critères utilisés pour localiser
les fronts
• Changement brusque de la direction des vents
• Forte variation de la température
• Forte variation de la température du point de rosée (humidité)
Un ou plusieurs de ces critères sont requis.
Analyse pour ce matin
Carte des fronts pour ce soir de Météo-France
JEUDI 12Z
Loi de Newton
Tout objet garde sa vitesse (y compris sa direction)
constante, par rapport aux étoiles fixes (référentiel fixe), à moins
qu'une force nette agisse sur lui.
Lorsque l’on applique une force sur un objet, son accélération
dépend de sa masse.
Accélération = changement de vitesse et/ou de direction
Force nette (résultante) = somme des forces
F1
F2
FR
F1
FR
F2
La pression
• La pression est une
force par unité de
surface.
• Dans l’atmosphère, il
s’agit donc du poids
de l’air (force de
gravité) par unité de
surface.
1 hPa = 100 Pa = 100 Nm-2
La pression en un point dépend donc
exclusivement du poids de l’air situé audessus de ce point.
Force du gradient de pression
Force du gradient de pression (par unité de masse) =
différence de pression/(distance X densité de l’air)
p
1

p
(N Kg-1)
Métro à Tokyo!!!
Est-ce toujours comme cela? NON! Lorsque les distances
sont suffisamment importantes (500 km et +), la force de
Coriolis dévie les vent vers la droite (dans l’hémisphère
Nord), ce qui fait que les vents sont parallèles aux isobares!
N
E
O
S
980 984 988 992 hPa
1000
1004
1008
1012
L’origine du vent
Le déplacement de l’air (le vent) est causé par la variation
spatiale et temporelle de la pression.
Un gradient horizontal de pression signifie une variation de
la pression sur une certaine distance sur un plan horizontal
(même hauteur).
Le gradient horizontal de pression multiplié par la densité
(masse) de l’air nous donne la force du gradient de pression
ou plus simplement la force de pression.
Les « forces » à l’origine de la
direction et la vitesse des vents
• Force du gradient de pression
• « Force » de Coriolis (force fictive causée par un référentiel en rotation)
• Force de frottement
Les forces de Coriolis et de frottement ne sont pas à l’origine des
vents mais apparaissent plutôt lorsque le vent est déjà présent. Ces 2
forces modifient la direction et la vitesse du vent déjà présent.
Hauteurs géopotentielles
C’est la distance séparant un niveau de pression et le niveau
moyen de la mer.
Les lignes d’égales hauteurs géopotentielles sur une carte
météorologique sont appelées isohypses.
Rd
dp
dz   T
g
p
Représentation des hauteurs
(isohypses)
Effets de la température sur les niveaux de
pression et sur le vent
P est constant
dz
500 hPa
500 hPa
dz’
1000 hPa
froid
P = (m/V) RT
chaud
(Loi des gaz parfaits)
froid
Si T   V 
P = (m/V) RT
(Loi des gaz parfait)
Si P est constant, alors:
Si T   V 
Donc la densité de l’air va diminuer
Elle occupera un plus grand volume
D’où l’élévation du niveau de 500 hPa en altitude.
La convergence
L’excédent de masse en un point causé par la convergence donne
lieu à la création d’un mouvement de l’air soit vers le haut ou
vers le bas.
La divergence
Le vide de masse en un point causé par la divergence donne lieu à
la création d’un mouvement de l’air provenant du haut
(divergence au sol) ou du bas (divergence en altitude).
Les vents locaux
•
•
•
•
La brise de mer
Les vents de lac
Le vent chaud des Rocheuses: le Chinook
Les vents katabatique et anabatique
LA BRISE DE MER
Brise de mer (le jour)
Brise de terre: la nuit
Plage en Australie
HISTOIRE
1000 B.C.: Homer parle de la brise de mer en mentionnant
que les combattants qui partaient au large au coucher
du soleil étaient favorisés.
300 B.C.: Selon Aristote, la brise de mer est une réflexion de
la brise de terre. Un obstacle comme une île par
exemple est nécessaire afin de produire la brise de mer.
La brise de mer est un vent « local »
dont l’échelle spatiale est de
quelques dizaines de km. On peut
donc négliger la force de coriolis.
Seule la force du gradient de
pression est importante dans le cas
de la brise de mer.
Formation de la brise de mer
Formation de la brise de mer
Réchauffement de la colonne d’air au-dessus du sol  expansion
Formation de la brise de mer
• création d’une haute pression en altitude au-dessus de la terre et d’une basse pression au-dessus de la mer en altitude
• L’air en altitude se déplace donc de la terre vers la mer en réponse au gradient de pression
Formation de la brise de mer
Le déplacement d’air en altitude produise une basse pression
près du sol et une haute pression au-dessus de la mer.
Formation de la brise de mer
Le gradient de pression au sol induit un vent en surface qui va
de la mer vers la terre.
Formation de la brise de mer
Formation de la brise de mer
matin
Formation de la brise de mer
Formation de la brise de mer
Formation de la brise de mer
Un front de brise de mer
Vents autour d’une île
Vents et plans d’eau
Pourquoi le vent est souvent plus intense au-dessus de l’eau?
Friction moins grande.
Vent et montagnes
Ex: Chinook, Foehn
Vents sur la paroi montagneuse
Le jour
700 hpa
H
750 hpa
Réchauffement diurne
Divergence en altitude
B
800 hpa
Baisse de pression au sol
Convergence au sol
Le jour: le vent se dirige vers le haut de la montagne
Vents sur la paroi montagneuse
La nuit
700 hpa
B
750 hpa
Refroidissement nocturne
convergence en altitude
H
800 hpa
Hausse de pression au sol
Divergence au sol
La nuit: le vent se dirige vers le bas de la montagne
LES VENTS À GRANDE ÉCHELLE
Leur direction est parallèle aux isobares
Pourquoi?
C’est la faute à Gustave et à sa force!
La fameuse force de Coriolis.
Loi de Newton
Tout objet garde sa vitesse (y compris sa direction)
constante, par rapport aux étoiles fixes (référentiel fixe), à
moins qu'une force nette agisse sur lui.
IMPORTANT: la vitesse est un vecteur avec une grandeur et
une direction. Si la direction change  la vitesse change.
Mais qu’est-ce qu’un référentiel
au juste?
Un repère géométrique tridimensionnel permettant de
spécifier la position de tout point donné M dans l'espace à
partir de trois nombres appelés les coordonnées de ce point
Z
y
x
Mais si le référentiel était en
mouvement!
10 km/h
20 km/h
Votre vitesse par rapport au train est de 10 km/h
Votre vitesse par rapport au sol est de 30 km/h
Quel serait le référentiel idéal?
Les étoiles très éloignées dans l’univers. Elles bougent mais elles
sont tellement éloignées de nous que leur mouvement est
négligeable de notre point de vue.
La Terre est notre référentiel et
elle est en rotation!
La force de Coriolis
La force de Coriolis est une force « fictive » qui dévie les
objets vers la droite dans l’hémisphère nord et vers la gauche
dans l’hémisphère sud.
Cette force est dite fictive car elle est causée par le fait que
notre référentiel (la Terre) tourne sur lui-même. La déviation
observée des objets n’est pas causée par une force à
proprement dit, mais plutôt par le fait que NOUS bougeons
(nous somme en rotation autour d’un axe de rotation).
Mais qu’est-ce qu’un référentiel
au juste?
Un repère géométrique tridimensionnel permettant de
spécifier la position de tout point donné M dans l'espace à
partir de trois nombres appelés les coordonnées de ce point
Z
nord
est
Exemple d’un plateau tournant
http://galileo.cyberscol.qc.ca/InterMet/accueil.html
Ce qui importe est la rotation du plan horizontal local
T
Pôle Nord
A
B
A'
B'
Equateur
Lancement de balle
Sens de
rotation
100 km
Montréal
Trois-Rivières
Vitesse de
la balle
10 000 seconds plus tard
s de
n
e
S tion
rota
M
éa l
ontr
km
0
0
1
i
Tro
30Þ
Deplacement de la balle 100km
s
ière
v
i
s-R
Distance manquée
50 km
8h00
St-Jovite
Montréal
12h00
Les fausses croyances….
• Eau du lavabo ou de la toilette
• Circulation automobile (!!!)
Le vent géostrophique
N
E
O
O
N
S
S
E
Basse
Pression
Sens de
rotation
Haute
Pression
Force de gradient
de pression
Basse
Pression
Force de gradient
de pression
s de
Sen tion
rota
Haute
Pression
Vue qu’aurait une personne
dans l’espace (référentiel non
tournant)
Vitess e de
la parcelle
Le vent géostrophique
C’est le même phénomène vu à partir du référentiel en rotation (Terre)
Le vent géostrophique
Le vent géostrophique est donc le vent qui résulte de
l’équilibre de 2 forces: la force du gradient de pression et la
force de Coriolis.
Ce vent augmente lorsque le gradient de pression augmente.
• car la force de Coriolis doit augmenter afin de l’équilibrer 
V plus grand
Ce vent diminue lorsque la latitude est plus grande
• car la force de Coriolis est plus grande en s’approchant des
pôles et ce pour un même V
Sens de rotation autour des L et H
L
H
Le courant Jet ou le Jet Stream
Le courant Jet est ce vent fort situé à environ 10 km d’altitude. Il
passe aux endroits où le gradient horizontale de température est
le plus prononcé.
La migration saisonnière nord-sud
du courant Jet
Le vent au sol
En raison de la force de friction, le vent qui résulte des 3
forces coupe les isobares avec un angle d’environ 45o
Les vents au sol
Divergent dans une H
Convergent dans une L
Importance des vents au sol
• convergence des vents dans une dépression qui permet
l’apparition du mouvement vertical vers le haut et du mauvais
temps lui étant associé.
• divergence des vents dans un anticyclone permettant
l’apparition du mouvement vertical vers le bas et le beau
temps lui étant associé.
• formation de zone frontale plus intense en surface.
Advection de
l'air froid
Pas d'advection
1000 hPa
Frontogénèse
1004 hPa
1008 hPa
Frontogénèse
LE VENT EN ALTITUDE EST-IL TOUJOURS
GÉOSTROPHIQUE?
NON PAS SI LA FORCE DU GRADIENT DE PRESSION
CHANGE (EN GRANDEUR OU EN DIRECTION) DANS
L’ESPACE!
Vent agéostrophique
Force de gradient
de pression

C
B


Vent géostrophique
Force de
Coriolis
Accélération
D
A
Accélération
Vents
Nord
D
Est
Vent agéostrophique

Nord
Force de
Coriolis
Est

Vents

H
Accélération
Force de gradient
de pression
Le vent devient plus rapid que géostrophique
lorsque l'écoulement est anti-cyclonique (horaire)
Les vents sont plus forts dans une circulation anticyclonique
Les vents sont lus faibles dans une circulation cyclonique
V > Vg
Crête
504
Vent
Est
V < Vg
508
B
512
Convergence du vent
divergence
A
Nord
Creux
500
Baisse de ps associée à la divergence en altitude
 Divergence en altitude
 baisse de pression au sol
 convergence de l’air au sol
 mouvement vertical
 formation de nuage + précipitation
Comment se forme le courant Jet?
Force du gradient de pression vers le nord
Force de Coriolis vers le sud (si V= Vg)
Vent entre dans la page
0 hPa
Chaud
Force de Coriolis est à droite du vent (H.N.)
 Vent entre dans
la page (vent d’ouest)
Froid
200 hPa
Tropopause
Hauteur
H
B
400 hPa
Chaud
600 hPa
Froid
800 hPa
1000 hPa
Nord
Sud (Équateur)
Formation des cyclones aux latitudes moyennes
• Le gradient horizontale de température est responsable de la
formation du courant Jet
• La circulation cyclonique et anticyclonique dans le courant Jet
forme des zones de convergence et de divergence en altitude.
• Par continuité, ces zones de convergence et de divergence
augmentent et abaissent la pression au sol, formant ainsi les
anticyclones et les dépressions (cyclones).
• La divergence et la convergence des vents au sol permettent la
formation de courants descendant et ascendant qui sont
responsables du beau temps et du mauvais temps (nuages et
précipitation).
Les dépressions tropicales
Dans les régions tropicales (30oS à 30oN de latitude), le
gradient horizontal de température est faible.
 Circulation faible en altitude et pas de courant Jet
 Divergence faible et presqu’inexistante
 Pourtant, il y a formation de dépressions en surface…
Réchauffement différentiel local
dans la verticale
• Dans les tropiques, air est souvent instable (profil de
température absolument instable ou conditionnellement
instable) et donne lieu à la formation d’orages.
• Lors de la formation de la pluie, il y a changement de
phase de l’eau (vapeur à liquide)
• Il y a donc libération de chaleur latente et réchauffement
de l’air à l’altitude à laquelle la condensation se produit.
200 hPa
600 hPa
Pressure
Height
400 hPa
800 hPa
1000 hPa
East-West
Supposons qu’il y ait condensation et formation de nuage
entre 400 et 600 hPa.
Height
400 hPa
8 km
Heating
Heating
Profile
5 km
600 hPa
2 km
800 hPa
East-West
Pressure
200 hPa
12 km
1000 hPa
En raison du réchauffement, la couche 400-600 hPa épaissit.
Cependant, aucun gradient horizontal de pression n’apparaît
puisque la couche épaissit également partout.
12km
200 hPa
8km
400 hPa
5km
Heating
Pressure
Height
Réchauffement différentiel ou local
600 hPa
800 hPa
2km
1000 hPa
East-West
L
H
L
12km
200 hPa
8km
400 hPa
5km
Heating
Pressure
Height
Pressure Gradient Force
600 hPa
800 hPa
2km
1000 hPa
East-West
Divergence en altitude et convergence en surface
Converge nce
Divergence
Converge nce
12km
Winds
200 hPa
400 hPa
Heating
5km
East-West
600 hPa
Divergence
Vertical motion
Converge nce
Divergence
2km
Pressure
Height
8km
800 hPa
1000 hPa
Cyclones tropicaux
Force de Coriolis dépend de latitude et vitesse
Dans les tropiques: latitude petite et donc Coriolis petit.
Seule solution: Augmenter V afin de balancer la force du
gradient de pression!
Donc pour une force de gradient de pression donnée, les
vents dans les cyclones tropicaux sont plus grands que
dans un cyclone des latitudes moyennes
LES OURAGANS
• DÉPRESSION TROPICALE
• TEMPÊTE TROPICALE
• OURAGAN (CLASSE 1 À 5)
70 km/h
120 km/h
> 120 km/h
OURANGAN FLOYD (1999)
Échelle de Saffir-Simpson
http://www.ci.houston.tx.us/OEM/hurricane/formation.html
Daniel
Le même processus contribue aussi aux latitudes moyennes
Creux: région allongée et étroite
où la pression est plus basse
que les régions adjacentes
Crête: région allongée et étroite
où la pression est plus élevée
que les régions adjacentes
Max d’air chaud
Max d’air froid
Le long des fronts
400 hpa
600 hpa
750 hPa
900 hPa
Front chaud : maximum d’air chaud en altitude
Front froid: minimum d’air froid en altitude
À l’arrière du front froid
600 hpa
750 hPa
900 hPa
1000 hpa
PAUSE DE QUELQUES MINUTES
FILM SUR LE CHAOS VA SUIVRE…..