Le vent

Force de gradient de pression, force de Coriolis, vent géostrophique et vents locaux.

Le vent n'est rien d'autre que de l'air en mouvement, de la haute pression vers la basse pression. Mais entre la cause (l'écart de pression) et l'effet (le vent que vous ressentez au sol ou en vol), plusieurs forces entrent en jeu — et c'est leur équilibre qui explique pourquoi le vent souffle rarement en ligne droite vers la basse pression.

La force de gradient de pression

C'est le moteur du vent. Partout où la pression varie d'un point à un autre, l'air est poussé du point de haute pression vers le point de basse pression : c'est la force de gradient de pression (FGP). Son intensité dépend de la façon dont la pression varie sur la distance — ce que l'on visualise directement sur une carte grâce à l'espacement des isobares.

Des isobares très resserrées indiquent un fort gradient de pression, donc un vent fort — typique des dépressions actives. Des isobares très espacées indiquent un gradient faible, donc un vent léger — typique des zones de haute pression.

La force de Coriolis

Si seule la force de gradient de pression agissait, l'air irait tout droit de la haute vers la basse pression. Mais la Terre tourne sur elle-même, et ce mouvement de rotation dévie tout objet en déplacement au-dessus de sa surface : c'est la force de Coriolis.

Dans l'hémisphère Nord, la force de Coriolis dévie l'air en mouvement vers sa droite. Elle est nulle à l'équateur, maximale aux pôles, et son intensité est proportionnelle à la vitesse du vent : plus l'air se déplace vite, plus la déviation est forte.

Le vent géostrophique

En altitude, au-dessus de la couche où le frottement du sol se fait sentir (au-delà de 2 000 à 3 000 ft environ), la force de gradient de pression et la force de Coriolis finissent par s'équilibrer exactement. Le résultat est un vent qui ne souffle plus vers la basse pression, mais parallèlement aux isobares : c'est le vent géostrophique.

Le vent de surface

Près du sol, une troisième force entre en jeu : le frottement de l'air contre le relief, la végétation ou les bâtiments. Ce frottement ralentit l'air, ce qui affaiblit mécaniquement la force de Coriolis (proportionnelle à la vitesse), rompant l'équilibre qui existait en altitude. La force de gradient de pression, elle, reste inchangée : elle l'emporte donc légèrement, et dévie le vent vers la basse pression.

Concrètement, le vent de surface souffle plus lentement que le vent géostrophique, et légèrement à travers les isobares plutôt que parallèlement à elles — vers la basse pression. Cet effet est plus marqué sur terre (déviation de l'ordre de 30°) qu'au-dessus de la mer, beaucoup plus lisse (déviation de l'ordre de 10°).

Cet effet varie aussi au cours de la journée : le réchauffement diurne intensifie le brassage vertical de l'air, ce qui rapproche le vent de surface du vent géostrophique en milieu d'après-midi (vent plus fort, moins dévié). La nuit, en l'absence de ce brassage, le vent de surface faiblit et s'écarte davantage du vent géostrophique.

Les vents locaux

Certains vents ne sont pas produits par les grands systèmes de pression, mais par des différences de température locales. Ils n'apparaissent que lorsque le gradient de pression général est faible — sinon, ils sont noyés dans le vent synoptique.

Brises de mer et de terre

Le jour, la terre se réchauffe plus vite que la mer. L'air au-dessus du sol devient plus chaud et moins dense, il monte, et de l'air plus frais venu de la mer s'engouffre pour le remplacer : c'est la brise de mer, maximale en milieu d'après-midi. La nuit, le processus s'inverse — la terre se refroidit plus vite que la mer, et le vent souffle alors de la terre vers la mer : c'est la brise de terre, maximale juste après le lever du jour.

Vents anabatique et katabatique

Sur un versant de montagne, le jour, l'air en contact avec la pente réchauffée devient plus léger et remonte la pente : c'est le vent anabatique. La nuit, l'inverse se produit — l'air se refroidit au contact de la pente, devient plus dense, et redescend vers le fond de la vallée : c'est le vent katabatique, qui peut favoriser la formation de brouillard de vallée en air calme.

L'effet de Föhn

Quand une masse d'air stable est forcée de franchir une chaîne de montagnes, elle se refroidit en montant au taux adiabatique sec (environ 3°C/1000 ft), puis, si la condensation démarre, au taux adiabatique saturé, plus faible (environ 1,5°C/1000 ft), avec formation de nuages et parfois de précipitations côté au vent. Une fois la crête franchie, l'air stable redescend et se réchauffe, mais essentiellement au taux adiabatique sec — plus rapide. Résultat : l'air arrive côté sous le vent nettement plus chaud et plus sec qu'il ne l'était au départ. Ce vent chaud et sec de vallée, appelé vent de Föhn, se rencontre par exemple dans les Alpes.