Le vent résulte du déplacement
de l’air depuis les zones de hautes pressions
vers les zones de basses pressions.
Ce mouvement ne cesse que lorsque l’écart
de pression disparaît et que l’équilibre
est atteint.
En s’écoulant des zones de haute
pression vers les zones de basse pression, ces
courants contribuent à établir un
certain équilibre atmosphérique.
Parce qu’ils entraînent avec eux la
chaleur et l’humidité des masses
d’air, ils jouent également un rôle
primordial dans la plupart des phénomènes
météorologiques.
La circulation atmosphérique
L’air est constamment en mouvement. A l’échelle
planétaire, ces mouvements forment la circulation générale
de l’atmosphère, qui transporte la chaleur de l’équateur
vers les hautes latitudes et ramène l’air froid vers
les tropiques.
La force de Coriolis
Imaginons un avion qui voyage en ligne droite du pôle Nord
à l’équateur et qui parcourt cette distance
en une heure. Puisque la Terre tourne sur elle-même à
la vitesse de 15¾ par heure, l’avion aura dévié
de 15¾ lorsqu’il atterrira. Cette déviation,
appelée force de Coriolis, agit sur tous les corps en mouvement
autour de la Terre, y compris les vents. Elle tend à infléchir
tout déplacement à droite de la cible visée
dans l’hémisphère Nord (à gauche dans
l’hémisphère Sud).
L’explication du phénomène fut donnée
en 1835 par Gustave Coriolis.
L’air se déplaçant à la surface du globe
bouge à des vitesses différentes en fonction de la
rotation de la Terre, ce qui se traduit sur une carte par une déviation.
Pression et vitesse du vent
La vitesse du vent est proportionnelle au gradient de pression,
qui exprime les variations de pression dans un même plan horizontal.
Comme la direction dans laquelle souffle le vent est soumise à
la déflexion due à la force de Coriolis, l’air
tourbillonne autour des centres de basses pressions.
Plus une dépression est creuse, plus elle aspire l’air
alentour et plus les vents sont forts. C’est la raison pour
laquelle, les cyclones et les tornades, avec de minuscules noyaux,
génèrent des vents aussi violents.
Sous les tropiques, la forte chaleur de surface induit de très
basses pressions, et génère des vents violents.
Floride. Ouragan Georges septembre
1998
Les vents sont toujours plus forts en mer que sur terre. En effet,
les forces de frottement sont plus faibles sur l’eau que sur
le sol, où les obstacles sont nombreux.
C’est en mer que l’on trouve les plus
grands fetchs, les distances sur lesquelles le vent reste constant.
Le plus long fetch de la planète s’observe dans l’océan
Austral, où les vents tournent autour du globe sans y rencontrer
aucune terre.
C’est dans ces eaux qu’ils sont les plus violents et
que les houles ont les plus fortes amplitudes.
Les marins ont surnommé ces latitudes les « quarantièmes
rugissants », « les cinquantièmes hurlants »
et les « soixantièmes grinçants ».
L’échelle de Beaufort
Mise au point en 1805 par l’amiral anglais Francis Beaufort,
l’échelle de Beaufort se sert des effets du vent sur
la mer pour exprimer sa force. À l’aide des anémomètres,
on est aujourd’hui capable de mesurer précisément
la vitesse du vent, ce qui permet d’établir des correspondances
avec l’échelle de Beaufort.
Sur la côte George V, en Antarctique, les vents soufflent
en moyenne à 320 km/h.
Vent polaire dans l'Antarctique.
Base Marsh
Le record terrestre de vitesse du vent est de 513 km/h. C’est
la vitesse d’une rafale mesurée en mai 1999 dans une
tornade en Oklahoma.
Les vents dominants
Bien que le vent puisse, en un endroit donné, souffler de
toutes les directions, les statistiques sur une longue période
définissent généralement une direction préférentielle
correspondant à ce que l’on appelle le vent dominant.
La circulation générale de l’atmosphère
dessine des ceintures de vents dominants autour du globe.
Chaque hémisphère terrestre est entouré par
trois boucles de circulation atmosphérique:
La cellule polaire
La cellule de Ferrel
La cellule de Hadley
Ces boucles sont régies par des mouvements ascendants et
descendants, ainsi que par des déplacements horizontaux dus
au gradient de pression et à la force de Coriolis. Dans chaque
circuit, l’air chaud monte, se déplace en altitude,
redescend lorsqu’il s’est refroidi, puis se réchauffe
de nouveau lorsqu’il se déplace en surface selon une
direction invariable.
La cellule polaire : les hautes pressions
qui règnent sur les pôles expulsent l’air de
surface. Celui-ci se réchauffe progressivement et s’élève
lorsqu’il parvient à 60° de latitude environ. En
rejoignant le pôle, l’air d’altitude se refroidit
de nouveau et redescend. Cette boucle de circulation est dominée
par des vents de surface secs et froids qui soufflent vers l’ouest.
La cellule de Ferrel : une partie de
l’air de la ceinture de haute pression subtropicale se déplace
en surface vers le nord-est. À 60° de latitude environ,
cet air chaud rencontre la masse d’air froid polaire: il s’élève
et repart vers l’équateur. Parvenu à la hauteur
du tropique, il s’affaisse de nouveau dans la zone de haute
pression.
La cellule de Hadley : chauffé
par le Soleil, l’air équatorial s’élève
jusqu’à la tropopause, puis se dirige vers les pôles.
Pendant son déplacement en altitude, l’air se refroidit,
s’alourdit et finit par redescendre vers le sol à la
hauteur des tropiques. Expulsé de cette zone de haute pression,
l’air sec retourne vers l’équateur, complétant
ainsi une boucle atmosphérique nommée cellule de Hadley.
Les alizés, les vents dominants qui soufflent des tropiques
vers l’équateur, sont déviés vers l’ouest
par la force de Coriolis.
Les courants-jets
Les courants-jets sont d’étroits rubans de vents violents
qui serpentent dans la haute troposphère.
À très haute altitude (entre 6 000 m et 15 000 m),
ces vents particulièrement forts tournent d’ouest en
est autour de la Terre. Ils se divisent en branches polaires (à
60¾ de latitude environ) et subtropicales (au-dessus des
tropiques).
Courant-jet subtropical. Sur cette
photo, le courant passe au-dessus de la région des hauts-plateaux
en Bolivie
À l’intérieur du tube, la vitesse des vents
n’est pas uniforme. Elle varie de 150 km/h dans l’enveloppe
extérieure à plus de 400 km/h au centre du courant.
Le courant-jet prend la forme d’un tube aplati, large de
quelques centaines de kilomètres.
Les courants-jets ne suivent pas toujours une trajectoire rectiligne.
Lorsque la vitesse du courant-jet polaire est trop faible, la force
de Coriolis donne une légère ondulation à son
mouvement.
Les vents locaux
Contrairement aux vents dominants, les vents locaux ne sont pas
constants: leur force et même leur direction peuvent varier
considérablement. Pour certains vents, comme le mistral ou
le chinook, c’est la configuration du relief qui explique
les variations alors que pour d’autres, comme les brises de
mer et les vents de vallée, les différences de température
entre le jour et la nuit constituent le facteur le plus important.
Le fœhn, qui souffle en Suisse
et en Autriche, et le chinook, qui descend
des montagnes Rocheuses en Amérique du Nord, sont des vents
adiabatiques. En rencontrant le versant sous le vent d’une
montagne, l’air s’élève, se refroidit
et se décharge de son humidité. Après avoir
passé le sommet, il se réchauffe en redescendant et
amène du temps chaud et sec sur le versant contre le vent.
Arche nuageuse qui annonce l'arrivée
du chinook, dans le Montana
Les vents catabatiques sont des vents
froids qui acquièrent une grande force en descendant des
montagnes. La bora, qui s’écoule
des montagnes yougoslaves vers la côte adriatique, de même
que l’oroshi japonais et le
williwaw d’Alaska, sont des vents catabatiques.
Vent catabatique dans le Grand Canyon
Le mistral, un vent sec et froid qui
souffle plus de 100 jours par an sur le sud-est de la France, est
issu des hauts sommets des Alpes. En s’engouffrant dans la
vallée du Rhône, il se renforce et peut atteindre 180
km/h lorsqu’il débouche dans la Méditerranée.
La Corse se trouve au carrefour de sept vents : le libecciu, la
tramontane, le mistral, le sirocco, le levante, le gregale et le
ponente.
Un hêtre modelé par
le libecciu en Corse
Sur les littoraux, le voisinage de l’eau et de la terre crée
des inversions thermiques qui influencent la direction des vents.
La brise de mer souffle pendant la journée, lorsque l’air
chaud du continent monte en altitude. Il se crée alors une
zone de basse pression, que l’air frais de la mer vient combler.
La nuit, l’eau se refroidit plus lentement que la terre, ce
qui produit un phénomène inverse. L’air chaud
qui s’élève au-dessus de la mer est remplacé
par un air frais issu du continent, la brise de terre.
Mississippi. Ouragan Camille en mars
2000
Un phénomène semblable à celui des brises
se produit dans les régions montagneuses, où l’inversion
des températures est engendrée par la différence
d’altitude entre les parois d’une montagne et le fond
de la vallée. Le vent de vallée se manifeste dans
la journée, lorsque l’air frais de la vallée
est aspiré vers les hauteurs, où le réchauffement
a produit une zone de basse pression. Pendant la nuit, au contraire,
le vent de montagne descend vers la vallée, où l’air
se refroidit moins que dans les montagnes.
Les tempêtes de sable
La tempête de sable se forme lorsque de l’air très
instable est soumis à un vent de 55 km/h ou plus. Le tourbillon
de poussière est une colonne d’air tourbillonnant qui
s’élève brutalement. La plupart n’excède
pas 30 m de haut mais certains peuvent atteindre 100 m et jusqu’à
1 800 m.
Le vent soulève le sable et la poussière sur de courtes
distances en principe. Cependant, avec de forts courants ascendants,
ces tourbillons peuvent se déplacer très loin.
En mars 1998, une tempête de sable traversa l’Egypte,
le Liban et la Jordanie, en réduisant la visibilité
à 180 m.
Le vent de la vallée de la Mort
Le « champ de Course » est l’un des nombreux
lacs desséchés ou « playas » qui parsèment
le fond de la vallée de la Mort, en Californie.
Pendant longtemps, ce lieu a intrigué les touristes et les
géologues. En effet, ce lac tire son nom de la présence
de grosses pierres plates dont certaines pèsent une cinquantaine
de kilos.
Ces pierres se déplacent à la surface en laissant
derrière elles des ornières pouvant couvrir plusieurs
centaines de mètres.
Pendant des années, personne n’a vu les pierres bouger
ce qui fit de ce lieu une énigme.
Puis, en 1967, Robert Sharp prouva que ce qui les faisait se mouvoir
n’avait rien de mystérieux : il s’agissait du
vent et de l’eau.
Cette théorie a été confirmée en 2002.
Les roches suivent la direction des vents dominants. Lors des rares
averses, le sol argileux devient si glissant que le vent peut faire
son œuvre.
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