Vent - Définition

Modélisation du vent

Le vent géostrophique est parallèle aux isobares avec les plus basses pressions à gauche.

Analyse de surface du Grand Blizzard de 1888. Les zones ayant des variations isobariques plus élevées indiquent les plus forts vents

Le vent dépend donc de plusieurs facteurs. Il est la résultante des forces qui s’exercent sur la parcelle d’air : la pression, la force de Coriolis, la friction et la force centrifuge. Le calcul complet se fait avec les équations du mouvement horizontal des équations primitives atmosphériques. En général, la force centrifuge est négligée car la vitesse de rotation autour de la dépression est trop lente et sa valeur est donc très petite par rapport aux autres forces. Cependant, dans une circulation rapide comme celle d’une tornade, il faut en tenir compte.

Paramétrisation

Avec ces équations, les cartes météorologiques permettent d’estimer le vent en connaissant la pression, la latitude, le type de terrain et les effets locaux même si on n’a pas de mesure directe. Pour l’aviation au-dessus de la couche limite atmosphérique, où la friction est nulle, on utilise une approximation du vent réel que l'on peut obtenir par les équations du vent géostrophique. Il est le résultat de l'équilibre entre les forces de Coriolis et de la variation horizontale de pression seulement. Ce vent se déplace parallèlement aux isobares et sa vitesse est définie approximativement par le gradient de pression.

Le vent du gradient est similaire au vent géostrophique mais en reprenant en plus la force centrifuge (ou accélération centripète) quand la courbure du flux est significative. Il est, par exemple, une meilleure approximation du vent autour d'une dépression ou d'un anticyclone.

Près du sol, dans la couche limite, la friction cause une diminution des vents par rapport à l’estimation précédente selon ce qu’on appelle la spirale d'Ekman. En général, le vent est de 50 à 70 % du vent géostrophique sur l’eau et entre 30 et 50 % de ce vent sur la terre ferme. Plus le vent est diminué par la friction, plus il tourne vers la plus basse pression ce qui donne un changement vers la gauche dans l’hémisphère nord et vers la droite dans celui du sud. Cette différence entre les vents réels et géostrophiques se nomme le vent agéostrophique. Il est donc particulièrement important dans la couche limite mais existe également au-dessus de celle-ci car le vent géostrophique n'est qu'une approximation. Le vent agéostrophique est important dans l'alimentation en air humide des dépressions ce qui leur fournit de l'énergie.

Dans les endroits accidentés où le flux d’air est canalisé ou dans les situations où le vent n’est pas dû à une balance entre pression, force de Coriolis et friction comme mentionnées précédemment, le calcul est beaucoup plus difficile. Parmi ces cas figurent :

1. le vent antitriptique où on a une balance entre la pression et la friction ;
2. le vent catabatique où l’air froid descend des hauteurs ;
3. le vent anabatique où de l’air est forcé vers le haut d’une pente.

Pour calculer la variation du vent avec l'altitude, le concept de vent thermique a été développé. Il s'agit de la différence du vent géostrophique entre deux niveaux de l'atmosphère. Il porte le nom de thermique parce que la variation du vent avec l'altitude dépend de la variation horizontale de température comme vue antérieurement. Ainsi dans une masse d'air isotherme, dite barotrope, le vent ne varie pas avec l'altitude alors qu'il variera dans une atmosphère barocline. C'est dans cette dernière situation, près des fronts météorologiques, que l'on retrouve des vents qui augmentent rapidement avec l'altitude pour donner un corridor de vent maximal juste sous la tropopause que l'on appelle un courant-jet.

Échelle de fluctuation du vent

Graphique de Van der Hoven montrant la force des vents versus la période de retour.

Pour une altitude inférieure à 1 000 mètres environ, là où se trouvent les ouvrages bâtis, les forces de frottement dues à la rugosité du sol et les phénomènes thermiques régissent en grande partie les écoulements d’air. Ces phénomènes engendrent des fluctuations de la vitesse du vent, dans le temps et dans l’espace, susceptibles d’exciter les structures les plus souples. Cette zone est appelée couche limite de turbulence atmosphérique.

L’analyse spectrale de la vitesse du vent dans la couche limite turbulente permet de mettre en évidence plusieurs échelles temporelles de fluctuation. La figure ci-contre montre l’allure d’un spectre de densité de puissance représentatif de la vitesse horizontale du vent à 100 mètres au-dessus du sol d’après Van der Hoven. Il s'agit d'une représentation statistique de la répétitivité des fluctuations de puissance du vent en ce point : « La turbulence atmosphérique peut être illustrée par l‘existence de tourbillons au sein d’un écoulement. La turbulence est ainsi constituée de mouvements parfaitement aléatoires balayant un large spectre d’échelles spatiales et temporelles ».

La partie gauche du graphe concerne les systèmes à l'échelle planétaire qui ont une périodicité entre 1 jour et un an, ce qui correspond à une période de retour de différents types de systèmes météorologiques synoptiques. Ainsi, un an représente les vents annuels comme les alizés, quatre jours les vents associés avec la période moyenne entre deux dépressions météorologiques et 12 heures les vents diurnes et nocturnes en alternance. La partie droite du graphe concerne les conditions locales reliées à des conditions de relief ou autres effets de méso-échelle comme la distribution des nuages, le gradient thermique vertical, la vitesse moyenne du vent, la rugosité des sols, etc. Le « trou » entre une heure et dix minutes au milieu correspond à des périodes de grand calme quand les turbulences s'annulent elle-mêmes.

Les sollicitations répétées et aléatoires des turbulences peuvent solliciter les modes propres de certains ouvrages et conduire à leur ruine si cela n’a pas été pris en compte lors du dimensionnement (comme par exemple le pont de Tacoma en 1940).

Prévisions météorologiques

Carte météorologique de l'Europe, 9 et 10 décembre 1887.

Le vent est un élément majeur des systèmes météorologiques puisqu'il est leur médium de transport. Cependant, la Terre est très irrégulière dans la forme de ses continents et l'ensoleillement dépend non seulement des saisons mais également de la couverture nuageuse. Cette dernière est soumise au vent qui tire son énergie des différences de températures qui sont une des résultantes de l'ensoleillement. Le vent obéit ainsi aux lois de l'effet domino, la difficulté résidera dans le nombre de facteurs à prendre en compte quant à la prévisibilité du résultat puisque le vent se nourrit de multiples sources : d'autres vents, les différences de températures entre deux zones géographiques ou entre deux couches d'atmosphère, la rotation de la Terre, l'attraction terrestre, les effets sur le relief, etc.

Par exemple, un ouragan né dans l'Atlantique peut très bien rentrer par le golfe du Mexique et venir mourir aux Grands Lacs, perturbant tous les vents locaux sur et autour de sa trajectoire. L'origine de la création de ce cyclone tropical peut très bien être un déséquilibre engendré par un creux barométrique en altitude venant du Sahara qui a été déporté jusque dans l'Atlantique par l'anticyclone des Açores. La prévision des vents jusqu'à plusieurs jours est possible de façon déterministe grâce à la résolution des équations primitives atmosphériques des forces en présence si on tient compte de tous ces facteurs.

Cependant, les valeurs de chaque variable de ces équations ne sont connues qu'en des points distincts de l'atmosphère selon les observations météorologiques. Une légère erreur de ces valeurs peut causer de grande variation et c'est pourquoi l'on peut dire que la théorie du chaos, les systèmes complexes et plus particulièrement l'effet papillon s'appliquent très bien à la prévision des vents. Edward Lorenz a démontré que les prévisions n'étaient possibles à long terme (un an) que de façon probabiliste car le nombre de facteurs d'environnement est immense mais aussi qu'ils interagissent entre eux ce qui donnent une instabilité temporelle à la résolution des équations.