6. Le vent près du sol dans les système météorologiques

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1 6. Le vent près du sol dans les système météorologiques Près du sol le vent perd son énergie cinétique par frottement qui ralenti le vent (comme une force). Force de frottement r = - a Vh Vh sol Figure DynE-1: Force de Frottement, r, par unité de masse. a est le coefficient de frottement. Le résultat est que le vent ne suit pas les isobares exactement mais se tourne un peu vers la basse pression. Les effets sont importants. D'abord le vent au sol converge dans les basses pressions et les creux de pression produisant (conservation de la masse) du mouvement ascendant qui, à son tour, produit les nuages bas et la précipitation. Cela est la cause du mauvais temps dans les dépressions et les creux. Par contre, le vent au sol diverge dans les anticyclones et les crêtes de pression. Donc ces derniers sont associés au mouvement descendant et, par conséquent, de l'absence générale des grandes zones de nuages et de précipitation. source: Lutgens et Tarbuck 1986 Figure DynE-2: La direction du vent près du sol observée dans les systèmes météorologiques (taille horizontale de l'ordre de 1000 km). SCA2625 Dynamique E-1

2 Source: Lutgens et Tarbuck 1986 Figure DynE-3: : Schéma de la circulation d'air associée aux cyclones et aux anticyclones. (a) Les vents convergents sur le plan horizontal en surface et l'air ascendant sont associés aux dépressions ou cyclones. (b) Les hautes pressions ou anticyclones sont associées à de l'air descendant et des vents divergents sur le plan horizontal en surface. Le frottement produit une force de friction près du sol. Cette force est dirigée essentiellement dans la direction opposée à la direction du vent et elle est proportionnelle à la grandeur de la vitesse du vent: r = - a V h E-1 où a est le coefficient de frottement qui dépend du turbulence qui dépend de la nature de la surface, de la vitesse du vent et de la stabilité de l air. SCA2625 Dynamique E-2

3 Source: Lutgens et Tarbuck 1986 Figure DynE-3: Comparaison entre les vents en altitude et les vents de surface montrant les effets de la friction sur le déplacement de l'air. La friction ralentit la vitesse des vents de surface et diminue donc la force de Coriolis. Ceci a pour effet que les vents coupent à travers les isobares. En effet, il existe aussi une quasi-équilibre entre les trois forces horizontales près du sol : frottement, Coriolis et gradient de pression. La somme des forces de pression, Coriolis et frottement est donc 0 = - 1 ρ p + f k V - av (E-2) Multiplions l éq. E-2 par k et notons que k k V = -V 0 = - k 1 ρ p + f V - a k V (E-3) Multiplions l éq. E-3 par f/a, on trouve que f k V = - f a k 1 ρ p + f2 a V (E-4) En substituant E-4 dans E-2 et gardant tous les termes avec V sur la coté gauche, on trouve Notons que V a + f2 a = -1 ρ p + f a k p a + f2 a = a2 + f 2 a (E-5) (E-6) V = on trouve que a a 2 + f 2-1 ρ p + f a k p (E-7) SCA2625 Dynamique E-3

4 Il y a donc deux composantes du vent: Une dans la direction de la force de gradient de pression (opposée du gradient de pression : de la haute pression vers la basse pression). V = a a 2 + f 2-1 ρ p et aussi une autre composante parallèle aux isobares avec la basse pression à sa gauche. V = a a 2 + f 2 f a k p Advection de l'air froide Pas d'advection 1000 hpa 0 C 5 C 10 C 15 C 20 C Frontogénèse 1004 hpa 1008 hpa Frontogénèse Figure DynE-4: La convergence due au frottement du vent dans les dépressions et les creux en surface créé l'augmentation du gradient de température (des fronts) et du mouvement ascendant (voir Figure DynE-3) et donc des nuages et précipitation. Les fronts sont donc associés à du mauvais temps. Formation des zones frontales (zones de forts gradients de température dans les creux et les dépressions Notons aussi que la convergence du vent au sol dans les dépressions et les creux augmente le gradient horizontal de la température dans ces systèmes et crée les fronts (zones de fort gradient de la température). Nous trouvons ainsi que les fronts sont attachés aux dépressions et se trouvent généralement dans les creux de pression. Les fronts sont donc associés au mauvais temps. SCA2625 Dynamique E-4

5 7. La source des systèmes de météo : La divergence et la convergence en altitude. Figure DynE-5: Pression à la surface de la Terre = poids de l air au-dessus Nous avons vu que la pression au sol égale le poids de l'air au-dessus. Donc pour créer une chute de pression au sol, il faut enlever sur le plan horizontal (par divergence) de l'air de la colonne. Nous avons vu qu'à cause des effets de frottement, le vent au sol converge dans une basse pression. L'effet du frottement est donc d'augmenter la masse dans la colonne au-dessus d'une basse pression et de la combler. Ainsi, l'existence d'une dépression exige la divergence de la masse au-dessus de celle-ci (voir la figure DynE-3). Il existe plusieurs sources de divergence (convergence) qui créent des dépressions (haute pressions) et des creux (crêtes): -un maximum de réchauffement (refroidissement) dû au dégagement (absorption) de chaleur latente (exemples: ouragans, zone de convergence intertropical, ) -un maximum de réchauffement (refroidissement) du à l'advection de l'air chaud (froid) (exemples: fronts chauds, fronts froids, ) -un maximum de réchauffement (refroidissement) dû au dégagement (absorption) de chaleur sensible (exemples: creux sur les grandes lacs en hiver) -lorsque le vent s'éloigne (s'approche) des obstacles orographiques -lorsque le vent souffle d'un creux (crête) vers une crête (creux) SCA2625 Dynamique E-5

6 L'effet de creux-crête en altitude Force de gradient de pression 508 C Vent géostrophique D B Accélération Force de Coriolis Accélération A Nord Vents D Est Figure DynE-6: Le vent ralenti et devient plus lent que le vent géostrophique lorsqu'il tourne dans la direction anti-horaire. Force de Coriolis Nord Est 508 Vents H Accélération Force de gradient de pression Le vent devient plus rapid que géostrophique lorsque l'écoulement est anti-cyclonique (horaire) Figure DynE-7: Le vent s'accélère et devient plus vite que le vent géostrophique lorsqu'il tourne dans la direction horaire. SCA2625 Dynamique E-6

7 Considérons à présent le cas d une haute pression comme celle présentée à la figure DynE-7. Dans une haute pression, la circulation (vent) tourne autour de la haute pression dans le sens horaire (anticyclonique), mais le vent est plus rapide que le vent géostrophique. Alors, pour le même gradient de pression (distance entre les isobares), le vent est plus fort lorsque la circulation est horaire (anticyclonique) et il est plus faible lorsque la circulation est anti-horaire (cyclonique - Voir la figure DynE-6. Autrement dit: pour le même gradient de pression, le vent est plus fort dans une haute pression (anticyclone) ou une crête de pression et le vent est plus faible dans une dépression (cyclone) ou un creux de pression A Crête Vent Creux Nord Est 512 B Convergence du vent Figure DynE-8: La convergence (divergence) sur le plan horizontal lorsque le vent souffle d'une crête (creux) vers un creux (crête). Examinons les vents de la figure E-8 ci-dessus qui présente une alternance d'une crête et d un creux qui est caractéristique des circulations dans la mi et haute troposphère. Le vent est plus rapide dans la crête (anticyclonique-horaire) que dans le creux (cyclonique-anti-horaire). Il y a donc de la convergence en aval de la crête et en amont du creux. Cette convergence dans la mi et haute troposphère aura tendance à produire des hautes pressions au sol, en dessous. C'est exactement ce que nous trouvons. En aval des creux et en amont des crêtes, c'est l'inverse qui se produit: il y a de la divergence et nous trouvons les dépressions au sol, en dessous. SCA2625 Dynamique E-7

8 Source: Anthes 1992 Figure DynE-9: Les liens entre la circulation en altitude et des systèmes en surface. Source: Lutgens et Tarbuck 1986 Figure DynE-10: Les liens entre la circulation en altitude et des systèmes en surface. Les effets des changements de température Une autre façon produire la divergence en altitude est de augmenter localement la température soit par réchauffement diabatique (dégagement de chaleur latente ou sensible) ou par un maximum d'advection de l'air chaude. Par exemple, supposons que nous nous trouvons dans une atmosphère sans variations horizontales de pression ou de température à l'échelle des systèmes météorologiques comme dans la SCA2625 Dynamique E-8

9 figure ci-dessous (fig. 6-40). Sans force de gradient de pression, il n'y a pas de vent. L'équilibre est parfait : pas de forces et pas d'accélération. 200 hpa Height 400 hpa 600 hpa Pressure 800 hpa East-West 1000 hpa Figure DynE-11: Des surfaces isobares dans une atmosphère sans gradient horizontal de température et de pression Height 12 km 8 km 5 km 2 km Heating East-West 200 hpa 400 hpa Heating Profile 600 hpa 800 hpa 1000 hpa Pressure Figure DynE-12: uniforme Augmentation de l'épaisseur de la couche due à un réchauffement Si nous réchauffons la couche d'une façon uniforme entre 5 et 8 km (400 et 600 hpa), la densité diminuera et la couche occupera une plus grande épaisseur. Donc, à la même hauteur de 7 km, il y aura plus de masse au-dessus et la pression augmentera. Cependant, étant donné que ce réchauffement se SCA2625 Dynamique E-9

10 produit partout, la pression augmentera partout et il n'y aura aucune variation horizontale de la pression et aucune force horizontale de gradient de pression. 12km 200 hpa Height 8km 5km Heating 400 hpa 600 hpa Pressure 2km 800 hpa 1000 hpa East-West Figure DynE-13: Exemple de réchauffement local (taille 1000 km) Pressure Gradient Force 12km 200 hpa Height 8km 5km Heating 400 hpa 600 hpa Pressure 2km 800 hpa 1000 hpa East-West Figure DynE-14: Les changement des surfaces isobares dans une atmosphère réchauffée localement entre 5 et 8 km. SCA2625 Dynamique E-10

11 Maintenant, supposons qu'au milieu de cette région, nous trouvons une zone limitée de réchauffement d'une taille de 1000 km. L'augmentation de la température réduira la densité dans la zone du réchauffement. La même masse d'air occupera donc plus de volume et sera plus épaisse. Nous retrouverons alors plus de masse au-dessus du réchauffement (fig. DynE-14), c est-à-dire une augmentation locale de la pression au-dessus du réchauffement. Il y aura donc une force horizontale de gradient de pression en altitude dirigée vers la droite et la gauche. 12km Winds Divergence 200 hpa Height 8km 5km 2km Heating 400 hpa 600 hpa 800 hpa Pressure 1000 hpa East-West Figure DynE-15: Surfaces isobares avec une région de réchauffement au milieu et vent vers l'extérieur; divergence au centre et convergence sur les marges Cette force de gradient de pression produira un vent vers l'extérieur (divergent). Nous pouvons donc dire que les zones isolées de réchauffement produisent de la divergence dans les couches au-dessus. L'inverse est aussi vrai : les zones isolées de refroidissement produisent la convergence dans les couches au-dessus. Les zones de divergence en altitude, produites par les maximums de réchauffement, devraient produire les dépressions et creux en surface. La divergence qui se produit au-dessus du réchauffement a pour effet de retirer de l air dans la colonne. Puisqu il y a moins d air dans la colonne, la pression au sol commence à baisser (rappel : la pression au sol est le poids de l air au-dessus). Un creux ou dépression se produit alors en surface engendrant ainsi un mouvement de convergence sous la zone de réchauffement et, par le fait même, un mouvement vertical vers le haut. Une fois que le vent vers l'extérieur existe en altitude (et la divergence), l'effet de Coriolis (la force de Coriolis) le tournera vers la droite dans le sens horaire. Les vents horizontaux convergents en basse altitude se mettent alors à être déviés vers la droite par l action de la force de Coriolis, tournant ainsi autour la dépression dans le sens anti-horaire. Voilà la source des tempêtes tropicales et les creux associés aux fronts chauds (zone locale de l'advection de l'air chaude). Inversement, les zones de convergence en altitude produites par les maximums de refroidissement devraient produire les hautes pressions. Voilà la source des hautes pressions froides en hiver associées à l'arrivée de l'air très froid. Les hautes pressions associées à l'air froid ne sont pas produites par l'existence de l'air froid mais par l'arrivée de l'air froid (le refroidissement). SCA2625 Dynamique E-11

12 Zone de convergence intertropicale Nous pouvons maintenant comprendre l existence permanente de la zone de convergence intertropicale dont la circulation se résume dans la figure DynE-16) mais dans la direction nord - sud. D abord les alizés, chargés d'une grande quantité d humidité, convergent sur le plan horizontal dans le creux intertropical en surface. La convergence provoque un mouvement ascendant qui refroidit l air de la colonne, produisant de la condensation (qui dégage de la chaleur latente). Ce dégagement de chaleur latente réchauffe localement l atmosphère provoquant le développement d une crête de pression au-dessus. La crête provoque la divergence horizontale de la masse en altitude qui maintient bien le creux en surface. La convergence en altitude sur le plan horizontal, au nord et au sud, maintient les hautes pressions sous-tropicales et le mouvement descendant éliminant les nuages dans les hautes pressions. Ainsi, dans les hautes pressions sous-tropicales, le soleil réchauffe la mer et fait évaporer beaucoup d eau ce qui augmente l humidité des alizés. 12km Conver ge nce D i v er g e nce W inds Co nv er ge nce 200 hpa Haute ur 8km 5km Rec hauffem ent 400 h Pa 600 h Pa Pr ess i o n 2km D iver g e nce Conver ge nce D iver ge nce 800 h Pa H aute Pre ssion Sous-t ropica le Haute Pre ssion Sous-t ropica le hpa M er Chaude Nord Sud Figure DynE-16 : La structure de la circulation dans la zone de convergence intertropicale Nous voyons maintenant que la zone de convergence intertropicale, une fois développée, se maintient toute seule. Lorsque la zone est perturbée par d autres systèmes, elle se reforme rapidement. On dit que la zone de convergence intertropicale est un «attracteur étrange» pour la circulation atmosphérique. Tous les autres systèmes météorologiques ne sont pas aussi stables que la zone de convergence intertropicale. Les cyclones tropicaux ne durent qu environ une semaine, SCA2625 Dynamique E-12

13 les cyclones extra-tropicaux ne durent qu environ quelques jours. Cependant, ils se développent tous seuls. Les effets des obstacles au vent : les chaînes de montagnes (orographie) Lorsque le vent de surface converge vers une chaîne de montagne a pour effet d'augmenter la pression au sol (création d'un haute pression en amont des montagnes) car l'air "s'accumule" sur le flanc de la montagne et ensuite est forcé de monter. Si l'air contient suffisamment d'humidité, des nuages se formeront à cause du refroidissement engendré par l'ascension. Nous retrouverons alors du mauvais temps mais associé, cette fois-ci, à une haute pression en surface. Inversement, la divergence se produit dans la basse atmosphère en avale de la montagne produisant donc une dépression associée à du beau temps (à cause du mouvement descendant en avale). Convergence H Divergence D Figure DynE-16 Illustration schématique de la convergence et de la divergence provoquées par l arrivée (et montée) et la descente du vent sur les flancs d une montagne. Résumé Tous les systèmes météorologiques que nous trouvons en surface sont associés à un ou plusieurs effets qui produisent soit de la divergence soit de la convergence. Ces effets, que nous appelons les forçages, sont 1) les effets creux-crêtes en altitude, 2) les changements locaux de la température soit par les advections de température soit par les sources locales (orages, eau chaude), 3) les effets orographiques. Chaque système météorologique est une combinaison des différents effets, en proportion différente. Certaines combinaisons se produisent plus souvent et en proportion plus semblable (les systèmes classiques): dépressions chaudes et froides, anticyclones chauds et froids, cyclones tropicaux, fronts chauds et froids. Nous trouvons beaucoup d exemples de système classique dans les livres d'introduction à la météorologie. Ces systèmes sont très étudiés mais les situations classiques ne sont pas la norme. En effet, un système peut, en apparence, être classique mais se comporter de façon inattendue. Les météorologistes essaient de regrouper tous les systèmes dans différentes catégories mais souvent sans succès. Les systèmes météorologiques se déplacent dans la direction où les forçages qui favorisent la divergence ou la convergence se déplacent. Par exemple, pour le cas d'un cyclone tropical, le cyclone se déplacera dans la direction du déplacement du réchauffement produit soit par les orages soit par le dégagement de chaleur sensible de la mer. Lorsque le cyclone tropical arrive sur la terre, il perd la source de chaleur de la mer et s'affaiblit. SCA2625 Dynamique E-13