Vent thermique

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Le vent thermique est un concept pratique en météorologie pour calculer la variation du vent entre deux altitudes quand on connaît la structure thermique de la masse d'air.

Définition[modifier | modifier le code]

Dans l'atmosphère terrestre, le vent est dû à un équilibre entre différentes forces que sont le gradient de pression, la force de Coriolis, la gravité, la force centrifuge et la friction. À grande échelle, dite échelle synoptique, et suffisamment haut pour que la friction du terrain soit négligeable, la pression et Coriolis demeurent les seules forces dans l'équation. Il s'agit de l'équilibre géostrophique qui donne le vent géostrophique.

Le vent géostrophique selon les axes x et y à une altitude de (Z) de pression constante est donc[1] :

v_g = \frac {g}{f} \frac {\partial Z}{\partial x} \qquad et \qquad  u_g = - \frac {g}{f} \frac {\partial Z}{\partial y}

Selon cet équilibre, on utilise l'hypothèse hydrostatique et la loi des gaz parfaits pour calculer la relation entre la pression (p) et la température (T):

\frac {\partial Z}{\partial p} = - \frac {RT}{gp}
a) \scriptstyle V_g (\vec V_T = 0) est constant avec le changement de Z dans une atmosphère barotrope sauf au sol (\scriptstyle \vec \nabla T = 0)
b) \scriptstyle V_g (\vec V_T \neq 0) augmente avec Z dans une atmosphère barocline (\scriptstyle \vec \nabla T \neq 0)

En combinant les deux, on obtient la relation qui donne le vent thermique (V_T):

\vec V_T = \vec  V_g(p_1) - \vec  V_g(p_0) = - \left ( \frac {R}{f} \right )\int_{p_0}^{p_1} \left( \vec k \times \vec \nabla T \right ) d\ ln\ p
Où: \begin{cases} f = Facteur\ de\ Coriolis\  =\ 2 \Omega  Sin \phi \\ v_g\ et\ u_g\ sont\  les\ composantes\ selon\ x\ et\ y \\ \Phi \ est\ le\ g\acute{e}opotentiel \\ \Omega = Vitesse\ angulaire\ de\ rotation\ de\ la\ Terre \\ \phi = latitude \\ R = constante\ des\ gaz\ parfaits  \\ g = acc\acute{e}l\acute{e}ration\ gravitationnelle =\ 9,81\ \frac {m^2}{s^2} \\ \vec k\ selon\ l'axe\ z \end{cases}

Formulation avec les températures[modifier | modifier le code]

Si on prend une température moyenne dans la couche entre p_0 et p_1 comme \bar T, l'équation pour le vent thermique devient :

\vec V_T = - \frac {R}{f} \left( \vec  k \times \vec \nabla \bar T \right )_p ln \left( \frac{p_1} {p_0}  \right)

ou sous forme différentielle

\frac {\partial \vec V_G}{\partial z} =  \frac {g}{fT} \left( \vec  k \times \vec \nabla  T \right )_p

Remarque:les différentiations étant à pression constante, on peut aussi écrire la formule en fonction de la température potentielle.

\rightarrow Le vent thermique est donc perpendiculaire au gradient de T, avec les températures les plus basses à gauche dans l'hémisphère nord (à droite dans celle du sud).

Formulation avec le géopotentiel[modifier | modifier le code]

Ou si on transforme cette équation en utilisant le géopotentiel (\Phi = \frac {Z}{g}) :

 \vec \mathbf{V}_T = \frac {\vec \mathbf{k} \times \vec \nabla ( \Phi_1 - \Phi_0 )} {f}

\rightarrow Le vent thermique est donc perpendiculaire au gradient \Phi, avec le géopotentiel le plus bas à gauche dans l'hémisphère nord (à droite dans celle du sud).


Nota : Le vent thermique est indéterminé près de l'équateur puisque \, f y est nul et que V_T devient infini.

Usage[modifier | modifier le code]

Fronts et courant-jet[modifier | modifier le code]

Coupe verticale des températures et des vents à travers un front. On remarque la bande de vents forts du courant-jet qui a est dû à la variation de température le long d'un front. Le vent thermique est le calcul de la variation du vent avec l'altitude dans le jet.

Selon la définition ci-dessus, une masse d'air où la variation de température avec l'altitude est la même partout n'aura aucun vent thermique. Le vent sera le même à toutes les altitudes, c'est ce qu'on appelle une masse d'air barotrope. Par contre, lorsqu'il y'a une variation de la température moyenne quand on se déplace selon x ou y, cela veut dire que le vent variera avec l'altitude et c'est alors une atmosphère barocline.

Dans la réalité, il y a généralement des contrastes thermiques dans l'atmosphère. En effet, les pôles et l'équateur ne sont pas réchauffés de la même façon par le Soleil à cause de l'angle d'incidence des rayons solaires. Comme les températures les plus froides sont aux pôles et les plus chaudes à l'équateur, le gradient de températures sera vers l'équateur. Par la définition du vent thermique, il va suivre la perpendiculaire à ce gradient (les isothermes) et être de direction générale d'ouest vers est. Cependant, la répartition de la chaleur n'est pas uniforme à cause des mouvements de l'air et le vent thermique se repère donc facilement sur une carte météorologique par les zones où la températures change rapidement: les zones frontales.

Dans ces zones, le vent change rapidement avec l'altitude et donne naissance au courant-jet. Cependant, à la tropopause, la température devient stable avant de réchauffer dans la stratosphère. Comme la tropopause est plus basse aux pôles qu'à l'équateur, le vent thermique change donc de direction à ce niveau car la température se réchauffe plus rapidement au nord ce qui inverse le gradient de température et donc le vent thermique. C'est ce qui forme le sommet du courant-jet.

Advection de température[modifier | modifier le code]

Si le vent géostrophique tourne avec l'altitude, il transporte de l'air d'une certaine température depuis une zone vers une autre qui a une température différente. Il s'agit d'advection chaude ou froide selon le cas. Ceci change la distribution thermique et naturellement crée un vent thermique.

Une advection d'air chaud par le vent géostrophique va donc créer un gradient thermique perpendiculaire au vent et donc un vent thermique vers l'est ce qui cause une rotation dextrogyre des vents en altitude. L'inverse se produit pour une advection froide.

Bibliographie[modifier | modifier le code]

  • (en) James R. Holton, An Introduction to Dynamic Meteorology,‎ 2004 (ISBN 0-12-354015-1)
  • Sylvie Malardel, Fondamentaux de Météorologie,‎ 2005, 314 p. (ISBN 2-85428.631.6[à vérifier : isbn invalide])
  • (en) Tim Vasquez, Weather Forecasting Handbook,‎ 2002 (ISBN 0-9706840-2-9)

Notes[modifier | modifier le code]

  1. Holton p. 68-71 où le géopotentiel \Phi est transformé en Z

Voir aussi[modifier | modifier le code]

Articles connexes[modifier | modifier le code]

Liens externes[modifier | modifier le code]