ÉLÉMENTS DE MÉTÉOROLOGIE : Le pression atmosphérique

Les éléments météorologiques, c'est-à-dire la pression atmosphérique, la température de l'air, l'humidité atmosphérique, la densité de l'air et les vents sont essentiels pour l'observation et la prévision du temps. Ils permettent de prévoir l'essentiel de l'évolution du temps, ce qui suffit largement pour le profane éclairé.

 --> A lire aussi : La pression en résumé

La pression atmosphérique

    L'appareil le plus utilisé pour la mesure de la pression atmosphérique est le baromètre anéroïde, constitué par une boite métallique en acier spécial, qui fait office de chambre dans laquelle on a fait le vide. Cette boite s'affaisse en fonction de l'augmentation de la pression atmosphérique, et se gonfle quand celle-ci diminue, aidée par l'action d'un ressort intérieur (baromètre de Vidi) ; les meilleurs modèles sont en réalité constitués de plusieurs boîtes empilées. Les mouvements de ce système sont amplifiés et transmis à une aiguille, laquelle se déplace devant un cadran gradué en mm de mercure (mm Hg), en millibars ou, plus rarement, en torrs. Le baromètre, quant à lui, permet d'observer :

  • l'augmentation et la diminution de la pression atmosphérique

  • la vitesse (ou mieux la courbe) de l'augmentation ou de la diminution de pression.

 

    C'est pourquoi bon nombre de baromètres usuels possèdent des points de repère, toutefois sans grande signification : beau fixe, beau temps, variable, pluie, tempête. L'aiguille indicatrice est remplacée par un stylet encreur dans les modèles enregistreurs. Elle inscrit une courbe de variation de la pression sur une feuille graduée en fonction du temps écoulé (chaque feuille couvre une durée d'une semaine), entraînée par un tambour tournant (un tour en une semaine). Mais les mesures sérieuses se font en ayant recours à un système de mesure scientifique, à savoir :

  • en millimètres de colonne de mercure,

  • en torrs,

  • en millibars (mba) maintenant remplacés par les hectopascals (hPa).

    On trouvera la correspondance de ces unités de mesure dans le tableau ci-dessous. Les baromètres à colonne de mercure réelle sont à la fois les plus précis et les premiers inventés. Si l'on met à part le torr, unité purement scientifique de pression, équivalant à 1/760 d'atmosphère, soit 1,333 baries ou 1,333 hPa (mbar), on observe généralement l'échelle de valeurs suivantes :

 

Millimètres

Hectopascals

 Pouces anglais
de mercure     

(mbar)

   de mercure
720 

960

28,35
724 

965

28,50
727,5 

970

28,65
731

975

28,80
735

980

28,90
739 

 985

29,10
742,5 

  990  

29,25
746

 995

29,40
750

1000

29,50
754 

1005

29,70
757,5 

1010

29,80
761

1015

30
765

1020

30,10
769

1025

30,30
772,5 

1030

30,40
776

1035

30,55
780

1040

30,70

 

 On peut, dans la pratique, afin de convertir les mm de mercure (mm Hg) en millibars, et réciproquement, adopter la correspondance mathématique suivante :

    puce1.gif (828 octets)  1 mm Hg = 1,333 hPa (mbar)

    puce1.gif (828 octets)  1 hPa = 0,750 mm Hg

 

 

    Une méthode simple permet de suivre les variations de la pression atmosphérique : on reporte sur du papier millimétré les valeurs lues sur le baromètre, à raison de 5 mm par jour en abscisses (horizontalement) et de 1 mm par mm Hg ou par mbar, au besoin en portant la correspondance entre ces deux unités (760 mm Hg = 1 0 13 hPa en valeur approchée). Il convient de lire le baromètre chaque jour à la même heure et il est bon de noter à ce moment l'état du temps. Au bout de plusieurs mois, on arrivera ainsi à avoir une bonne expérience de la correspondance entre, la pression atmosphérique et le temps. En outre, un observateur attentif constatera vite que les hautes pressions ne sont pas toujours le signe de beau temps, et réciproquement.

    L'emploi du baromètre enregistreur ou barographe, dont nous avons parlé, plus haut, est bien sûr plus rationnel que le report, toujours incomplet, sur papier millimétré. Naturellement, le baromètre enregistreur doit être, pour donner des indications précises, installé de façon stable à l'abri des trépidations et des secousses quelconques.

    On peut enfin, faute de mieux, employer un altimètre pour mesurer la pression atmosphérique. Les appareils portables de ce genre ne sont que des baromètres anéroïdes, gradués généralement en mm Hg ou en millibars ainsi qu'en mètres d'altitude : ils servent aux alpinistes, aussi bien pour la connaissance de l'altitude atteinte que pour l'observation des changements de pression atmosphérique, donc des changements de temps. Il existe enfin pour les laboratoires des baromètres à colonne de mercure de haute précision : un flotteur, situé à la surface du mercure de la cuvette de l'appareil, transmet, par l'intermédiaire d'un système de leviers, les fluctuations de cette surface, donc de la pression atmosphérique, à une aiguille indicatrice (sur un cadran gradué) ou à un stylet encreur d'enregistreur (sur bande et tambour).

 

    PRESSION BAROMÉTRIQUE ABSOLUE 

puce.gif (1653 octets) Valeur réelle et absolue (par rapport à la valeur " au niveau de la mer ") de la pression atmosphérique en un lieu donné. Cette valeur est importante pour la prévision du temps, du fait qu'elle est comparable avec les mesures effectuées en d'autres lieux, après réduction en fonction de la valeur au niveau de la mer.

 

PRESSION BAROMÉTRIQUE MOYENNE OU RELATIVE 

puce.gif (1653 octets) Valeur moyenne en fonction de l'altitude, qui produit une diminution de la pression atmosphérique dite " normale ". Elle est de 760 mm Hg (1 0 13 hPa) à 0 m d'altitude, de 716 mm Hg à 500 m d'altitude (954,5 hPa) et de 674 mm Hg à 1 000 m d'altitude (899 hPa), etc. Aux altitudes inférieures, la diminution de pression est en gros de 1 hPa tous les 8 mètres d'altitude.

 

PRESSION BAROMÉTRIQUE RÉDUITE AU NIVEAU DE LA MER 

puce.gif (1653 octets)  Cette pression, dite normale, sert à la mesure comparative de la pression des stations d'altitude plus élevée que le niveau de la mer. On considère que, dans' les conditions normales, à l'altitude de 0 mètre (niveau de la mer), la pression atmosphérique est de 760 mm de mercure, soit 1 0 13 hPa. Pour étalonner son propre baromètre par réduction à la normale (en fonction de l'altitude du lieu. d'emploi), on se renseignera auprès des services météorologiques locaux ou on fera la correction nécessaire d'après l'indication de l'altitude sur la carte d'état-major. Mais le mieux est d'utiliser un baromètre de bonne qualité, qui comporte une correction par rotation du cadran (ou par réglage du système de leviers dans les modèles enregistreurs) en fonction de l'altitude sur la carte. On ne s'étonnera donc pas d'entendre, dans les stations radiophoniques locales, des informations de ce type : " pression atmosphérique, réduite au niveau de la mer: 765 mm ou 1 020 hPa ".

 

    L'évolution de la pression atmosphérique est d'abord quotidienne : elle tend à augmenter le matin et pendant la nuit. Elle baisse l'après-midi par suite du réchauffement diurne, surtout en été. Ces variations journalières représentent en moyenne, 1 mbar, indépendamment de J'évolution du temps ; elles ressemblent quelque peu aux marées et sont dues elles aussi à la Position réciproque du Soleil et de la Lune. Ces variations quotidiennes sont faciles à observer par temps constant. En montagne, on observe le phénomène inverse : la tendance est à l'augmentation dans l'après-midi lorsque l'air affluant provoque une suppression.

    Il se produit aussi des variations saisonnières. Ainsi, on observe une tendance à l'élévation de la pression d'août à septembre, et à la diminution de la pression par la suite, surtout en avril. En montagne, on observe les plus hautes pressions en été et les Plus basses en hiver. Ces observations sont bien sûr conditionnées par l'évolution du temps : il y a peu de basses pressions en automne, et beaucoup au printemps, ce qui influe nettement sur le temps dans les deux cas. Les basses pressions d'hiver jouent un grand rôle pendant l'hiver en montagne.

    En réalité, le baromètre traduit en un lieu donné l'état de la colonne d'air qui le surmonte. L'air froid est dense et fait " monter " le baromètre : on observe une haute pression. L'air chaud est léger : on observe une basse pression. La vitesse de l'évolution de la pression atmosphérique est très utile pour la prévision du temps à venir.

 

Tendance du baromètre hPa par heure Évolution du temps
montée 0,25 à 0,5 venue d'une haute pression(à long terme)
montée 1 à 2 moyenne pression (à court terme)
descente 0,25 à 0,5 venue d'une basse pression(à long terme)
descente 1 à 2 tempête ; en été, orage.

 

    Il y a bien des exceptions à ce schéma général. Nous en donnerons quelques exemples.

    Lorsque le baromètre a tendance à baisser au lieu d'observation, le temps est quand même beau. De l'air chaud venant du sud descend au soi vers le nord. On observe une baisse de la pression atm6sphérique. L'air chaud à proximité du soi progresse très vite (plus vite qu'en altitude) et de l'air froid arrive à l'arrière, en provenance des hautes altitudes. Cet air descendant dirige les nuages et dégage le Soleil. Lorsque le baromètre a tendance à augmenter au lieu d'observation : le temps est quand même nuageux et pluvieux. De l'air froid proche du sol et venant du nord souffle rapidement au sud. On observe une élévation de la pression atmosphérique. L'air froid repousse l'air chaud stationnaire en altitude. Mais le refroidissement a les conséquences suivantes pour l'air chaud : des nuages se forment et des précipitations ont lieu. Après le passage d'une zone de basse pression, des coins de haute pression provoquent souvent de rapides augmentations de la pression atmosphérique. Malgré le vent fort, il pleut ou il neige ensuite. L'air froid fait s'élever l'air chaud et en provoque le refroidissement. Finalement, au cours de l'évolution d'une situation de haute pression de longue durée, on observe une nouvelle augmentation de la pression atmosphérique. En même temps, le Soleil est masqué et le ciel devient brumeux (voir brume ).

    On représente la situation du point de vue de la pression atmosphérique par des " isobares " sur les cartes du temps. De plus, tous les lieux où la pression est la même sont reliés par les lignes. Les isobares sont habituellement tracées pour des interlignes de 5 en 5 millibars en ramenant naturellement les mesures au niveau de la mer. Disposées en cercles, les isobares délimitent des anticyclones (la pression augmente vers le centre) et des dépressions (la pression diminue vers le centre). Il est particulièrement intéressant d'observer les intervalles entre les isobares successives, d'autant plus grands que la diminution est plus faible.

 

Intervalles entre les isobares Différence de pression Évolution du temps
faible importante turbulences (tempête)
importante faible calme (vent faible)

 

    On peut de la sorte trouver, la différence de pression ou " gradient ". Il s'agit de la baisse de pression en hectopascals (millibars) sur une distance de 60 milles marins, à la verticale des isobares. Par exemple, l'intervalle entre une isobare de 1 005 hPa et une de 1 010 hPa donne un gradient de 6 hPa, pour 60 milles marins selon ce calcul :

60   = 5

50      x

X = 5 x 60 = 6

50

 

    La rotation de la Terre a la plus grande importance pour la direction des vents, dans le cas des grands courants atmosphériques. Ceux-ci sont déviés par la " force de Coriolis ".

 

   puce1.gif (828 octets)   La température atmosphérique

    Les thermomètres du commerce sont des appareils à colonne d'alcool ou de mercure ou bien encore à bilame ou à couple thermoélectrique. Ces deux derniers modèles ont pour avantage de posséder une vis de réglage partiel. Les thermomètres à liquide sont fondés sur le principe de la dilatation d'un liquide lors d'un échauffement et de sa rétraction lors d'un refroidissement, qu'il s'agisse d'alcool coloré ou de mercure. Les appareils à couple thermoélectrique possèdent deux bandes métalliques de nature différente et assemblées par deux soudures, celles-ci engendrent un courant quand elles sont échauffées. Les thermomètres à bilame sont constitués par deux bandes courbes de métal, dont la dilatation à la chaleur est différente. Enfin, il existe des thermomètres enregistreurs, établis selon le principe des baromètres enregistreurs dont nous parlons plus haut : le système actif est soit un thermomètre à bilame, soit un thermomètre à liquide spécial (formé par une boîte métallique réformable sous l'action de la température, remplie de pétrole) ; les déplacements correspondant aux différentes températures sont amplifiés et transmis par un jeu de levier et inscrits par un stylet encreur sur une bande de papier que porte un tambour tournant. Il existe par ailleurs des thermomètres à maxima et minima, qui permettent de mesurer (sans obligation de permanence de l'observateur) la plus haute et la plus basse température (le maximum et le minimum) pour une période donnée (généralement une journée entière, ou une demi-journée, le plus souvent une nuit). Il s'agit d'appareils à mercure et à alcool, qui marquent le maximum et le minimum de température enregistrée au moyen de petits index.

    Les thermomètres sont gradués en fonction du point de congélation et du point d'ébullition de l'eau pure (100 °C). Échelles thermométrique est obtenue en divisant l'intervalle entre les deux points déterminés sur une colonne de liquide en 100 espaces égaux. Cette échelle, dite aussi centésimale, fut inventée par l'astronome suédois Anders Celsius (1701 - 1744). L'échelle de Fahrenheit, inventée par le physicien prussien Gabriel Fahrenheit (1686-1736) et encore employée par les Anglo-Saxons malgré la réforme métrique, se réfère aux mêmes points extrêmes, tout en étant divisée en 180°. Nous citerons pour mémoire l'échelle de Réaumur (1683-1757), biologiste français, qui comptait 80 degrés. On trouvera ci-dessous le tableau comparatif des températures dans les trois systèmes.

 

Tableau comparatif des échelles thermométriques

Celsius Fahrenheit Réaumur
- 25° - 13° - 20°
- 15° + 5° - 12°
- 5° + 23°
+ 32°
+ 5° + 41° + 4°
+ 10° + 50° + 8°
+ 15° + 59 ° + 12°
+ 20° + 68 ° + 16°
+ 25° + 77° + 20°

  

Points fixes de ces échelles :

  Celsius Fahrenheit Réaumur

Point de congélation de l'eau pure

+ 32°

Point d'ebullition de l'eau pure

+ 100° + 212° + 80°

 

    Pour Contrôler si un thermomètre est juste, on emplit un verre de glace et on y plonge aussi profondément que possible l'instrument à vérifier La température indiquée par le thermomètre doit être celle de la glace fondante, soit 0°C. Puis on plonge le thermomètre dans de l'eau à 35°C en comparant son indication avec un thermomètre médical, assez précis : les graduations doivent concorder.

    La température de l'air, à condition que le thermomètre utilisé soit bien exact, doit être mesurée en un lieu bien aéré et à l'abri des rayons solaires : la proximité d'une fenêtre ou d'une maison fausserait par exemple les mesures. Dans les stations météorologiques (l'amateur peut s'en fabriquer une à peu de frais), le thermomètre est placé, avec tous les autres instruments, dans un abri en bois peint où l'air peut circuler librement, à deux mètres au-dessus du soi.

    En ce qui concerne la température journalière, on observe que les différences sont plus importantes sur la terre ferme qu'en mer. Dans les deux cas, il y a un minimum peu avant le lever du Soleil, et un maximum à 14 heures (heure solaire). Mais, quand le réchauffement et le rayonnement de l'Europe continentale se font sans entrave, cette différence peut atteindre 5 à 10 degrés alors qu'en plein océan la même différence est seulement de quelques degrés. La raison en est le réchauffement différent des terres et des mers.

    La température atmosphérique a également une évolution annuelle. On trouvera dans le tableau ci-dessous des exemples de différences entre les océans et les continents.

 

Lieux d'observation Températures moyennes
  janvier juillet
Lakoust (Sibérie) - 42,9°C + 18,8°C
Thorshavn (îles Féroé) +3,2° + 10,8°C

  

L'humidité atmosphérique

La mesure de l'humidité relative de l'air est faite à l'aide de deux types d'appareils dont le principe est différent, à savoir :

 

1) HYGROMÈTRE À CHEVEU : Cet instrument fait appel à la propriété qu'ont les cheveux humains (de préférence féminins), et même certaines fibres naturelles et artificielles, de s'allonger à l'air humide et de se rétracter à l'air sec. Les différences de longueur sont amplifiées et transmises par des leviers à une aiguille, sur un cadran gradué de 0 à 100 % d'humidité atmosphérique relative. Pour vérifier l'exactitude d'un appareil de ce type, on l'enroule dans un chiffon mouillé, et on règle son aiguille pour 95 % d'humidité au cadran. Par temps de brouillard intense, l'hygromètre à cheveu doit indiquer une humidité de 100 %.

 

2) LE PSYCHROMÈTRE : Le principe de cet appareil réside en ce que l'air sec active l'évaporation, tandis que l'air humide la freine. Il s'agit de deux thermomètres à étalonnage identique. La boule de l'un d'eux est entourée d'une bande d'ouate pouvant être imbibée et dont une extrémité trempe dans un récipient plein d'eau ; l'ouate. est ainsi toujours mouillée et l'eau s'évapore en permanence, la boule étant exposée à l'air. Il faut pour cela que de la chaleur " actionne " ce thermomètre " humide ", lequel indique une température inférieure à celle de l'autre, qui est " sec ". La différence de température observée permet de calculer l'humidité relative avec une bonne approximation, à l'aide de " tables psychrométriques ". Par exemple, la différence tombe à 0" lorsque l'humidité relative atteint 100 %.

Il convient alors de faire la différence entre l'humidité absolue et l'humidité relative. Tout le monde sait que, lorsque l'air s'humidifie, il s'enrichit en vapeur d'eau. Cela est visible seulement lorsque l'air, saturé de vapeur d'eau, laisse celle-ci se condenser, sous forme de nuages, de brouillard et de précipitations.

La température joue aussi un rôle dans le phénomène. Le refroidissement de l'air provoque une condensation, étant donné que l'atmosphère peut, à une température donnée, laisser se former une quantité définie de vapeur. En voici un exemple :

De l'air chaud et humide monte. Sa température atteint 25°C pour une quantité de vapeur d'eau de 15 grammes par mètre cube. Cela signifie une humidité relative de 65 %. Lorsque cet air se refroidit à 20°C, son humidité relative s'élève à 87 % environ. Des nuages se formeront à une altitude où la température sera encore de 17° ou 18°C (niveau de sonde condensation, seuil de point de rosée). L'air montant se refroidit (aussi longtemps que la vapeur d'eau ne se condense pas) à raison de 1°C tous les 100 m d'altitude (air non saturé). Dans le présent exemple, la formation de nuages aura donc lieu à une altitude de 700 à 800 m. Par temps ensoleillé, l'air proche..du sol se réchauffe de plus en plus au cours de la journée. Il " s'élève " et devient progressivement plus léger que l'air froid au-dessus de lui. Son aptitude à attendre l'altitude à laquelle existe son niveau de condensation dépend de la température de " dégagement ". L'évaluation de cette température est très utile pour la connaissance de l'évolution de la température et de l'humidité des couches supérieures de l'atmosphère. Cela est indispensable pour les voyages aériens et les prévisions de vol. Comme la pression et la température atmosphériques, l'humidité subit des modifications quotidiennes. Ainsi, en été, l'humidité relative d'un jour chaud est ,faible ; mais elle augmente constamment durant la nuit, et il lui arrive assez souvent d'atteindre 100 %, soit le point de rosée. Les nuages peuvent s'opposer à ce phénomène en inhibant le rayonnement nocturne. Le point de rosée indique la température minima qui doit être atteinte au cours d'une nuit. Il change à condition qu'il n'y ait pas pendant la nuit de mélange des masses d'air, notamment par arrivée d'air froid. Lorsque le point de rosée est proche de 0°C, une gelée nocturne est à craindre. Une humidité relative élevée lors d'une nuit étoilée fait prévoir la formation de brouillard ; mais lorsqu'elle est faible dans les mêmes conditions, le refroidissement doit s'accentuer. Il convient d'observer, en ce qui concerne les températures minima au sol, qu'il se forme de la gelée blanche même si la température sous abri dépasse légèrement 0°C. Les gelées blanches se forment plus facilement dans les creux de terrain. L'évaluation du point de rosée est très important pour la prévision des gelées nocturnes (gelées blanches). Les mesures doivent être effectuées normalement juste après le coucher du Soleil. On trouvera dans le tableau ci-dessous les correspondances entre l'humidité et la température atmosphérique concernant les principaux phénomènes du temps.

 

nuages.jpg (51510 octets)

 

Température Proportion de vapeur Saturation Humidité
croissante

en diminution

constante

constante

en augmentant

en diminuant

air relativement sec

air relativement humide

 

La densité de l'atmosphère

    Bien que nous soyons à l'ère des fusées et des satellites artificiels, on se sert encore beaucoup de ballons-sondes et de radiosondes pour l'étude de la structure de l'atmosphère, de sa composition et de sa densité en haute altitude. On considère, en fonction des lois physiques, que la densité de l'air diminue avec l'altitude. Celle-Ci conditionne également la composition de l'atmosphère, étant donné que les gaz

qui la constituent ont des densités différentes. Hélium et la vapeur d'eau, par exemple, voient leur proportion augmenter, tandis que l'azote et l'oxygène se raréfient en hauteur.

La densité de l'air joue un grand rôle, notamment pour les vents. Elle est proportionnelle à la pression et inversement proportionnelle à la température. Dans les pays chauds et pendant les chaleurs estivales, elle peut notablement diminuer. Les avions ont alors besoin de longues pistes et ne doivent as être à pleine charge.

 

   puce1.gif (828 octets) Calcul de la densité atmosphérique :

                            Densité de l'air en kg par M³     =     0,349 . pression en hPa

                                                                           273 ± température en °C

 

    On sait aujourd'hui que, à l'altitude d'environ 100 km, la composition de l'atmosphère ne varie plus guère. C'est pourquoi les phénomènes de mélange de grande ampleur ont beaucoup d'importance, permettant des échanges gazeux. C'est ce qui empêche la stratification des gaz en fonction de leur densité respective. La densité diminue à peu près parallèlement à la pression en fonction de l'altitude. Ainsi, la densité de l'air au niveau de la mer est de 1,29 à 0 °C (soit par exemple 1,29 g par litre). A 17 km d'altitude, elle est encore égale ' au dixième de cette valeur. A partir de 100 km, la diminution de la densité, comme celle de la pression, se ralentit. La densité de l'atmosphère est régulièrement modifiée par les conditions quotidiennes et saisonnières, notamment par l'insolation. Les produits qui sont en suspension dans l'air aux basses altitudes (poussières, fumées et autres traces) n'influent pas sur la densité, alors qu'elles ont beaucoup d'importance dans la survenance des précipitations et du brouillard.

 

Les courants aériens (les vents)

    Pour apprécier la direction du vent, on peut avoir recours à une simple " manche à air ", facile à fabriquer. Il s'agit d'un sac en tissu léger, de forme conique, dont l'ouverture est maintenue béante par un cercle en fil de fer, et dont le fond est percé. On fixe la manche à air au bout d'un long mât, soit dans un terrain dégagé, soit sur un toit. Il suffit de voir de quel côté elle flotte pour connaître la direction dans laquelle le vent souffle. Il y a très longtemps qu'on a inventé la girouette, qui indique elle aussi la direction du vent. On en utilise des modèles perfectionnés en météorologie, qui sont reliés à un enregistreur à tambour par un système de transmission mécanique ou électrique.

    La mesure de la vitesse du vent est effectuée suivant plusieurs systèmes. L'appareil habituel est l'anémomètre : celui-ci est constitué par des coquilles hémisphériques, montées horizontalement au bout de petits bras, ceux-ci étant fixés sur un axe tournant dans le sens horaire. Plus la vitesse du vent est grande, plus les coquilles (en métal ou en matière plastique) tournent vite. La mesure de la vitesse se fait en fonction du nombre de tours par seconde qu'on convertit en mètres par seconde à l'aide d'une table. Nombre d'anémomètres donnent cette dernière mesure directement sur un cadran, de 0 à 25 mètres par seconde, cet intervalle couvrant une partie de l'échelle de Beaufort, soit de 0 à 9 (du calme plat à la tempête).

    Il existe bien sûr toute sorte de systèmes mécaniques et électriques d'enregistrement de la vitesse du vent, sur bande ou sur tambour.

La force du vent, habituellement donnée en mètres par seconde, peut l'être aussi en km par heure et en milles marins par heure ou en nœuds. 

                                                              1 mille marin/heure = 1 nœud = 1852m/heure = 0.515m/seconde

 

    L'échelle de Beaufort, qui comprend 12 degrés, est encore plus vaste. La force 12 dans l'échelle de Beaufort (" ouragan ") correspond à une vitesse du vent de plus de 120 km à l'heure. On observe des vitesses encore plus grandes lors des fortes tempêtes (plus de 200 km à l'heure), par exemple lors des typhons de la mer de Chine. On n'oubliera pas qu'il s'agit pour ces mesures des conditions au sol. La vitesse du vent est bien supérieure aux hautes altitudes : la troposphère est parcourue par des " jet streams " dont la vitesse atteint 400 km l'heure, bien connus dans les transports aériens internationaux. Les vents soufflent d'une zone de haute pression à une zone de basse pression, comme nous l'avons dit. La force du vent est évidemment liée aux différences de pression atmosphérique. Un vent souffle d'autant plus fort que cette différence est plus grande et que la distance entre deux zones à pressions différentes est plus petite.

    Plus le " gradient " est important, plus la vitesse du vent est grande. Les différences de pression se constituent quotidiennement en fonction des masses d'air à des températures différentes. On observera en outre que l'air continental se réchauffe plus vite que l'air marin. La différence de pression détermine seulement pour les courants locaux la force et la direction des vents. Les grands courants aériens sont dus au réchauffement inégal des masses d'air et ils dévient en fonction de la rotation de la Terre.  La déviation présente un maximum sous les latitudes moyennes (par exemple en Europe). Elle est nulle à l'équateur et augmente en même temps que la latitude. Enfin, elle est fonction de la vitesse du vent.

    La déviation des vents obéit à la " loi de Coriolis " (du nom du physicien français Coriolis, 1792-1843) : un corps en mouvement est dévié de son trajet, lorsque son mouvement est lié par une force d'inertie (force de Coriolis) à la rotation d'un autre corps. La force de Coriolis est la cause des alizés.

    Les vents au sol subissent une déviation et un freinage, dus aux frottements de l'air sur la surface terrestre. Pour leur part, les montagnes font barrage aux vents, en les faisant monter ou dévier.

    En résumé, la force du vent dépend des facteurs suivants :

    puce1.gif (828 octets)  1 Le profil horizontal de la pression atmosphérique (grandeur du gradient).

    puce1.gif (828 octets)  2 La latitude (force de Coriolis).

    puce1.gif (828 octets)  3 Les pertes d'énergie par frottements au sol.

    puce1.gif (828 octets)  4 La déviation du trajet.

 

    Il existe au  sol toute sorte de vents et de systèmes de vents, déterminés par la déviation due à la rotation de la Terre (alizés), à la différence de réchauffement de l'air sur les terres et les mers (moussons), et au relief terrestre (fœhn)

    Les vents sont indiqués par des flèches sur les cartes du temps. Ces flèches sont constituées ainsi : un cercle indique l'emplacement de la station (il peut en plus présenter des secteurs blancs plus ou moins importants en fonction de la ,nébulosité ; voir les tableaux plus loin) ; de ce cercle part un segment orienté dans la direction du vent ; enfin, ce segment porte un " empennage " de petits segments, à raison d'un demi-segment par tranche de vitesse du vent, la force 10 de Beaufort étant indiquée par un triangle.

 

 

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Révision : 15 juin 2012