D'où vient le vent?


                                               Brian Hurley
                                               Wind Site Evaluation Ltd.
                                               brianhurley@wse.ie
   
                                                                                                12 Sep. 2012


Résumé

L'origine du vent est le soleil. Le vent provient de l'énergie du soleil qui tombe sur la surface terrestre. Ce processus continuera aussi longtemps que le soleil existera, et se trouve être renouvelable dans des applications pratiques.  Il crée des courants de convection, c'est-à-dire un mouvement d'air dû à un changement de densité et de pression. On peut comprendre le fonctionnement de la circulation globale en développant deux modèles simplifiés des processus produisant ce système.  Sont examinées ici les principales causes des vents, la force gravitationnelle, la force des gradients de pression,  la force de Coriolis, la force centrifuge, et la force de friction. Sont également comparées les zones majeures, l'Arctique, les zones tempérées et les zones tropicales.                                                                                                

                                                                                                      
Introduction

L'origine du vent est le soleil. Le vent provient de l'énergie du soleil qui tombe sur la surface de la terre. Ce processus continuera aussi longtemps que le soleil existera, et se trouve être renouvelable dans des applications pratiques. Grâce à l'orientation de la surface de la terre au niveau de l'équateur, par rapport aux rayons du soleil, ces derniers frappent la terre à des angles plus optimaux. Par conséquent, l'air près de la surface dans les régions tropicales est davantage chauffé que celui des régions polaires. Cela crée des courants de convection dans l'atmosphère, c'est-à-dire un mouvement d'air dû à un changement de densité et de pression. Ce mouvement d'air est la principale cause des vents.

Dans un but descriptif et analytique, l'atmosphère est communément divisée selon les échelles suivantes :

Planétaire           >3,000km
Synoptique        300 à 3,000km
Méso-échelle     2 à 300km
Micro-échelle    2mm  à  2km                     (1)(2)(3)


Principales causes des vents à l'échelle globale (ou planétaire)

1. Force gravitationnelle
Elle est liée à la masse de l'air et est dirigée de manière perpendiculaire à la surface de la terre. Elle est en général largement compensée par les forces des gradients de pression qui eux se dirigent vers le haut.


2. Force des gradients de pression
La force des gradients de pression est due au changement de pression sur une distance donnée. Celle-ci se manifeste surtout dans un plan horizontal, mais contient également une composante verticale, à laquelle on se réfère dans la section 1) ci-dessus, comme compensant la force gravitationnelle sur l'air. Cette différence de pression trouve généralement son origine dans une distribution irrégulière de la chaleur due au soleil sur la surface de la terre. Cette force peut être  calculée selon l'équation suivante :

         Force des grad. de pression =     1                x Changement_de_pression
                                                      densité de l'air                  Distance

 

3. Force de Coriolis
Elle est due au fait que la surface de la terre se déplace à différentes vitesses lorsque l'on se déplace de l'équateur vers les pôles. C'est une force apparente. Elle rentre en jeu seulement s'il y a déplacement de l'air.

            Force de Coriolis= +/- f V  
v étant la Vitesse du vent,
et f  = 2 x vitesse de rotation angulaire de la Terre x Sinus de la latitude

 

4. Force centrifuge
Quand le vent se déplace en un mouvement circulaire, par exemple dans un anticyclone ou un cyclone, il subit une force venant du centre de la rotation  vers l'extérieur. Cet effet ne joue aucun rôle à petite échelle.

               Force centrifuge = V2 / R
               V étant la Vélocité du vent
               et
               R étant le rayon de la trajectoire

 


5. Force de friction
Ceci est causé par le souffle du vent sur la surface rugueuse de la Terre.
                    
               Force de friction  =  - kV
               V étant la Vitesse du vent
               et
               K étant une constante


                             
Principales causes du vent à petite échelle
                                             
On désigne ici par 'petite échelle' les distances de dizaines de kilomètres et un peu plus. À grande et à petite échelle, les caractéristiques géographiques du paysage, de sa forme et de sa surface, sont combinées avec les forces pour former les vents. On retrouve ici quelques-unes de ces mêmes forces que lors de la création des vents à grande échelle, telles que  
1. la force gravitationnelle
2. la force des gradients depression
3. la force de friction
À cette échelle, la force de Coriolis ou la force centrifuge ne jouent pas de rôle significatifs.

 

 


                                                                                  
Masses d'air et leur rôle dans leur relation aux vents
Une masse d'air est un large volume d'air avec en général une température et une humidité uniformes. La zone d'où provient une masse d'air est appelée 'région source'. Les régions sources de masse d'air varient des zones polaires couvertes de neige, aux zones océaniques, en passant par les déserts tropicaux. Plus longtemps la masse d'air reste au-dessus de sa région source, plus elle a de chances d'en acquérir les propriétés.
Les classification des 5 principales classes de masses d'air en fonction de leur région source sont :
•    Polaire (P) – formée vers les pôles nord et sud, au-dessus de 60°.
•    Tropical (T) – formée entre plus ou moins 30° de l'équateur.
•    Arctique (A) – formée au-dessus de l'Arctique.
•    Continentale (c) – formée au-dessus des larges zones terrestres.
•    Maritime (m) – formée au-dessus des océans. (3)
Pendant que ces masses d'air se déplacent autour de la terre, elles peuvent commencer à accumuler d'autres caractéristiques. Les 6 classes de masses d'air influençant l'Irlande et le Royaume-Uni sont les suivantes :
•    Continentale tropicale (Tc)
•    Continentale polaire (Pc)
•    Maritime tropicale (Tm)
•    Maritime polaire (Pm)
•    Maritime d'origine polaire (rPm)
•    Maritime arctique (Am)   (4)

 

 

réf:   http://en.wikipedia.org/wiki/Air_mass
             

Circulation de l'Atmosphère à l'Echelle Globale (ou planétaire)
- Modèle Simple de la Circulation Globale
C'est le flux moyen pendant une période suffisamment longue qui permet de négliger les variations causées par les systèmes météorologiques, mais qui reste assez courte pour capter les variations saisonnières et mensuelles. Les principales influences sur la circulation générale de l'atmosphère sont :
•    les différentielles de chaleur
•    la rotation de la planète
•    la topographie
On peut comprendre le fonctionnement de la circulation globale en développant deux modèles simplifiés des processus qui produisent ce système (5).  Le premier modèle sera basé sur ces hypothèses :
•    La Terre n'effectue pas de rotation dans l'espace.
•    La surface de la Terre est composée de matériaux similaires.
•    Le bilan radiatif de la terre avec la réception des radiations du soleil et l'émission d'ondes longues sortantes entrainent un gradient de température avec de l'air plus chaud au niveau de l'équateur et plus froid au niveau des pôles.

Si l'on se base sur ces hypothèses, la circulation de l'air sur Terre devrait correspondre à l'illustration présentée en Illustration 1. Dans cette illustration, chaque hémisphère comporte une zone de circulation tridimensionnelle.
 


Illustration 1:  Zone simplifiée de circulation globale (planétaire) de l'air (5).


 
Comme décrit dans le diagramme ci-dessus, l'air à la surface circule depuis les pôles vers l'équateur. Quand il atteint l'équateur, l'air s'élève verticalement par des processus de convection et de convergence. Quand il atteint le sommet de la troposphère, il commence à circuler de nouveau de manière horizontale. Toutefois, la direction du flux est alors dirigée de l'équateur vers les pôles. Arrivé aux pôles, l'air dans l'atmosphère supérieure descend ensuite vers la surface de la Terre pour achever son cycle.



Modèle de Circulation Globale (planétaire) à 3 zones
Si l'on annule la première hypothèse selon laquelle la Terre n'effectue pas de rotation dans l'espace, alors les écoulements décrits s'en trouvent altérés. Les écoulements atmosphériques méso-échelle se rapprocheraient davantage de la circulation globale réelle sur Terre. La rotation planétaire causerait le développement de 3 zones de circulation dans chaque hémisphère plutôt qu'une seule zone (voir Illustration 2). Ces 3 zones sont connues sous les noms de : cellule de Hadley; cellule de Ferrel ; cellule Polaire.
Dans ce nouveau modèle, l'équateur demeure toujours l'endroit le plus chaud de la Terre. Cette zone de grande chaleur agit comme une zone de basses pressions thermiques plus connue sous le nom de zone de convergence intertropicale (ITCZ - intertropical convergence zone). L'ITCZ se rétracte dans l'air de surface depuis les subtropiques. Lorsque cet air subtropical atteint l'équateur, il s'élève jusque dans l'atmosphère supérieure par des phénomènes de convergence et de convection. Il atteint alors une altitude verticale maximum d'environ 14 kilomètres (sommet de la troposphère), et commence ensuite à circuler horizontalement vers les pôles Sud et Nord. Les forces de Coriolis causent le dégonflement de l'air en circulation vers l'atmosphère supérieure ; à environ 30° de latitude, l'air commence à circuler dans une zone unique, d'ouest en est. Ce flux de zone est appelé le jet stream (ou courant-jet) subtropical. Ce flux de zone cause également une accumulation d'air dans l'atmosphère supérieure puisqu'il ne circule plus aux niveaux des méridiens. Pour compenser cette accumulation, une partie de l'air contenue dans l'atmosphère supérieure retombe au niveau de la surface, créant ainsi une zone de haute pression subtropicale. Depuis cette zone, l'air de surface se déplace dans deux directions. Une partie de cet air retourne vers l'équateur, clôturant un système de circulation appelé la cellule de Hadley. L'air se déplaçant est également dévié sous l'effet de la force de Coriolis, pour créer les Échanges du Nord-Est (déviation droite) et les Échanges du Sud-Est (déviation gauche). L'air de surface se déplaçant vers les pôles depuis la haute zone subtropicale de latitude 30 à 60 est également dévié par l'accélération de Coriolis, produisant les Vents d'Ouest. La force de Coriolis détourne ce vent et le fait circuler d'ouest en est, ce qui forme le jet-stream (ou courant-jet) polaire, au niveau du 60° Nord et Sud. Au même niveau, à la surface de la Terre, les Vents d'Ouest entrent en collision avec l'air froid venant des pôles. De cette collision résultent une élevation frontale et la création de cyclones de basse pression subpolaire ou de cyclones à mi-latitude. La majeure partie de cet air élevé est dirigée vers le vortex polaire, où il descend alors pour créer une zone de haute pression polaire.

Illust.2.png

 

 

Illustration 2: Modèle simplifié de circulation globale de l'air de surface en 3 zones (5).

 

Réelle Circulation Globale à la Surface
Les illustrations 3 et 4 décrivent les pressions réelles à la surface de la Terre, comme le montrent 39 ans d'études. Les modèles de circulation produits par ces pressions semblent quelque peu différents du modèle à 3 zones (illustration 2). Ces différences sont principalement dues à deux facteurs.  Tout d'abord, la surface de la terre n'est pas composée de matériaux uniformes. Les deux matériaux dominants à la surface sont l'eau et la terre. Ces deux composants se comportent différemment en terme de chaleur et de refroidissement. Ceci explique le manque d'uniformité dans les zones de pression aux latitudes.  Le second facteur qui influence la circulation réelle est l'altitude.  En augmentant, elle tend à intensifier les centres de pression. Cela est particulièrement vérifiable dans les systèmes de haute pression.

Les illustrations 3 et 4 montrent la moyenne mensuelle de la pression du niveau de la mer et des vents prévalents pour les années 1959-1997.  Les données de la valeur atmosphérique sont ajustées pour correspondre à l'altitude au-dessus du niveau de la mer.  Les données de pression sont présentées par couleur (voir la légende du graphique). Les nuances bleues indiquent une pression plus basse par rapport à la moyenne globale, tandis que les nuances jaunes à orangées montrent des pressions plus élevées que la moyenne. La direction du vent est indiquée par des flèches. La longueur de ces flèches est fonction de la vitesse du vent (voir la légende du graphique)(5).
Sur ces graphiques modifiés, on peut mieux visualiser la zone de convergence intertropicale (ITCZ), la zone de haute pression subtropicale, et les zones de basse pression sub polaires. Sur les schémas, la zone de convergence intertropicale est identifiée par une ligne rouge. La formation de cette bande de basse pression résulte de la chaleur solaire et de la convergence des échanges venteux. En janvier, la zone de convergence intertropicale se trouve au sud de l'équateur (Illustration 3). Durant cette période, l'hémisphère sud est incliné vers le soleil et reçoit davantage de radiations d'ondes courtes. Notons que la ligne représentant la zone de convergence intertropicale n'est ni droite ni parallèle aux lignes de latitude. Les courbes de cette ligne sont dues aux différents types de chaleurs terrestre et maritime. Au-dessus des continents africains, sud-américains, et australiens, ces courbes se dirigent en direction du pôle sud.  Ce phénomène est dû au réchauffement plus rapide de la terre par rapport à celui des océans.

Illustration 3: Vents de surface dominants et centres de pression atmosphérique, mois de janvier, 1959-1997. La ligne rouge sur cette illustration représente la zone de convergence intertropicale (ITCZ). Les centres de basse et haute pression sont également signalés (5) (6).

En juillet, la zone de convergence intertropicale (ITCZ) se trouve en général au nord de l'équateur (Illustration 4). Ce changement de position est dû au changement d'altitude du soleil, qui se trouve alors plus haut dans l'hémisphère nord. Le plus grand changement de position dans la zone de convergence intertropicale, de janvier à juillet, prend place dans la moitié est de l'illustration. Ce changement a lieu aux environs du 40° de latitude dans certains endroits. Le soleil de juillet, plus intense, réchauffe rapidement les terres d'Afrique du Nord et d'Asie ; cela crée alors la Zone de basse pression Asiatique qui devient une partie de l'ITCZ. Pendant les mois d'hiver, l'ITCZ est repoussée vers le sud, de par le développement d'un système intense de haute pression au-dessus de l'Asie centrale (comparons les illustrations 3 et 4). Le déplacement extrême de l'ITCZ dans cette partie du monde aide également l'intensification d'un système de vents régionaux appelé la Mousson asiatique.
 

 

llustration 4: Vents de surface dominants et centres de pression atmosphérique, mois de juillet, 1959-1997. La ligne rouge sur cette illustration représente la zone de convergence intertropicale (ITCZ). Les centres de basse et haute pression sont également signalés (5) (6).
 


La zone de haute pression subtropicale ne forme pas une zone uniforme s'étendant autour du monde. En réalité, le système est composé de plusieurs zones de haute pression anticycloniques locaux. Ces systèmes sont localisés à plus ou moins 20 ou 30 degrés de latitude, signalés par la lettre H sur les illustrations 3 et 4. Les systèmes de haute pression subtropicale se développent via la présence de courants d'air descendants de la cellule Hadley. Ces systèmes s'intensifient au-dessus de l'océan pendant l'été ou les saisons durant lesquelles le soleil est haut dans le ciel. L'air se trouvant alors au-dessus des océans reste relativement frais à cause du réchauffement lent de l'eau par rapport à celui des terres. Au-dessus des terres, l'intensification a lieu durant les mois d'hiver. À ce moment-là, les terres refroidissent rapidement, si on les compare aux océans, et cela forme des masses d'air continental froid.
La basse pression subpolaire forme une zone continue de basse pression dans l'hémisphère sud, aux latitudes placées entre 50 et 70° (Illustrations 3 et 4). L'intensité des basses pressions subpolaires varie en fonction des saisons. Cette zone de l'hémisphère sud est plus intense durant l'été (Illustration 4). À ce moment-là, de grandes différences de température existent entre les masses d'air se trouvant de chaque côté de cette zone. Au nord de la ceinture de la basse pression subpolaire, la chaleur d'été réchauffe les masses d'air subtropicales. Au sud de cette zone, la surface de l'Antarctique couverte de glace reflète la majorité des radiations et les renvoie dans l'espace. En conséquence, les masses d'air au-dessus de l'Antarctique restent froides car très peu de surface terrestre est chauffée. La rencontre de la chaleur subtropicale et des masses d'air froid polaire, au niveau de la zone de basse pression subpolaire, accroit la remontée frontale et la formation de systèmes intenses de basse pression.
Dans l'hémisphère nord, les basses pressions subpolaires ne forment pas de ceinture continue autour du globe (Illustrations 3 et 4).  En réalité, elles créent des centres cycloniques de basse pression, localisés. Pendant l'hiver dans l'hémisphère nord, ces centres de pression sont intenses et localisés au-dessus des océans, juste au sud du Groënland et des Iles Aléoutiennes. Ces zones de basse pression engendrent une multitude de cyclones à mi-latitude. Le développement des basses pressions subpolaires en été survient seulement de manière sporadique (Illustration 4 – au-dessus du Groënland et de l'Ile de Baffin, Canada), contrairement à ce qu'il se passe dans l'hémisphère sud. Ce phénomène a pour source un réchauffement considérable de la surface de la Terre entre les latitudes nord 60 à 90°. En conséquence, il n'y a généralement pas de formation de masses d'air froid polaire. (5)
La plupart des tempêtes européennes sont dues aux cyclones extratropicaux (ETCs : ExtraTropical Cyclones). Ces systèmes météorologiques à mi-latitude tirent leur énergie des contrastes horizontaux de température, entre les masses d'air froid et polaire d'un côté, et les masses d'air chaud et subtropical d'un autre côté. Étant donné que le contraste entre ces températures est d'autant plus important en hiver, la fréquence et l'intensité des tempêtes européennes pendant cette période s'en trouvent alors accrues. Si l'on considère les origines des cyclones, incluant la différence de température entre les différentes masses d'air décrites ci-dessus, on peut alors ajouter l'effet du jet-stream, et la présence de montagnes ou d'autres barrières à la surface terrestre, comme les côtes maritimes par exemple.(3)
Les tempêtes européennes ont une dynamique différente des ouragans de l'Atlantique ou des typhons de l'Indo-Pacifique, qui eux sont de forts cyclones tropicaux. Les cyclones tropicaux tirent leur énergie du contraste vertical de température, entre la couche inférieure chaude et la couche supérieure froide atteignant l'atmosphère tropicale. Étant donné que les ouragans finissent par puiser leur énergie de l'eau de mer chaude, leurs vents diminuent rapidement lorsque leur noyau se déplace vers des eaux plus froides ou vers des terres.
Le gradient de température horizontale engendrant un cyclone extratropical peut persister tant que le noyau de la tempête se déplace au-dessus des terres. Ainsi, les vitesses des vents peuvent occasionnellement rester élevées, ou bien même augmenter, après leur arrivée sur les terres. De même, pendant que les ouragans arrivent à conserver leur pression centrale minimum pendant des jours, l'énergie qui pousse les cyclones extratropicaux décline au fur et à mesure que les masses d'air internes se mélangent — il est normal qu'un seul cyclone indépendant ait une durée de vie de trois à cinq jours.
Les tempêtes étant poussées par le jet-stream polaire, la position de ce dernier définit donc leur course. Le jet-stream polaire et la trajectoire des tempêtes se déplacent de mois en mois et d'année en année, mais certaines tempêtes suivant la trajectoire d'une autre tempête tendent à renforcer le jet, et l'empêchent de changer de voie. On appelle cela 'réaction en tourbillons'.  En renforçant le jet, la réaction en tourbillons aide le jet et la tempête à “mémoriser” leur  position au fur et à mesure des semaines et des mois, et renforce ainsi la persistence et le facteur prévisible de la variation à mi-latitude. La réaction en tourbillons explique la tendance des tempêtes européennes à survenir en série. Elle n'est pas, cependant, suffisamment robuste pour fournir la persistence d'année en année.
Les tempêtes affectant l'Europe sont des anomalies orientales d'approximativement 200 perturbations qui se forment dans l'Atlantique nord chaque année et qui ont une trajectoire vers l'est, le long du jet stream. La trajectoire du jet est affectée par la position de la zone de haute pression des Açores et celle de basse pression islandaise. Des déplacements dans la force relative de ces cellules de pression contrôlent l'endroit où une tempête puisse survenir sur les terres d'Europe (7).

Jet Streams  
Le jet stream est une zone de vents forts qui sont concentrés dans une bande relativement étroite de la troposphère supérieure, dans des latitudes moyennes et les régions subtropicales des hémisphères nord et sud. Circulant autour du globe d'ouest en est en une bande discontinue, le jet-stream est dû au changement de température de l'air, ce dernier étant plus important au point de rencontre de l'air froid polaire se déplaçant vers l'équateur et de l'air équatorial plus chaud, qui lui se déplace vers les pôles. Le jet-stream est localisé à des hauteurs allant de 10 à 15 km au-dessus du sol. Il mesure des centaines de km en largeur et atteint des vitesses de 50 à 100m/s.  La trajectoire suivie est assez variable. Les jets-streams peuvent se diviser en deux courants et ensuite se rejoindre ou rester séparés. Ils ont également tendance à errer vers le nord et le sud depuis un axe central ouest-est. Le mouvement des jet-streams est un facteur important pour déterminer les conditions météorologiques dans les régions à mi-latitude. Dans l'hémisphère nord, on le trouve dans des latitudes de 40° à 70° nord.  Il est le plus intense en hiver, étant donné le contraste thermique plus important. Ses bords sont très turbulents. Le Jet-stream Polaire est plus fort que le Jet-stream Subtropical (8).
Les modèles météorologiques au Royaume-Uni et en Irlande sont dominés par le jet-stream polaire. Sa position varie en fonction des saisons. En automne et en hiver, il s'étend généralement directement au-dessus du Royaume-Uni et de l'Irlande, nourrissant les vents d'ouest et du sud-ouest le long des côtes atlantiques ainsi que plusieurs systèmes de basse pression, qui se déplacent d'ouest en est. Le jet-stream polaire est à son apogée en automne, quand le contraste thermique entre l'air froid du nord et l'air chaud du sud est à son maximum. Un jet-stream polaire plus intense a un potentiel accru pour produire des zones plus profondes et plus intenses de basse pression et de vents plus forts. Ainsi, les mois d'automne ont tendance à être les mois de plus grand vent sur le Royaume-Uni et l'Irlande. Pendant les mois d'été, l'air chaud du sud de la Grande-Bretagne se déplace généralement plus au nord ; le jet-stream quant à lui se déplace bien plus au nord,  au-delà de l'Islande. Les zones de basse pression et les zones de hautes pressions venues des Açores peuvent se mouvoir plus au nord. Le caractère météorologique le plus stable du Royaume-Uni et de l'Irlande, avec des vents légers, a ainsi tendance à survenir en été, soit quand les hautes pressions des Açores se déplacent plus au nord, soit quand une dorsale barométrique s'étend vers le nord, créant une période de vents légers.

Notes complémentaires sur les Cyclones Extratropicaux
Le mouvement en avant d'un cyclone extratropical a généralement une vitesse de 9 à 20m/s, mais peut atteindre jusqu'à 40m/s.  La moyenne et les données extrêmes dépassent toutes deux grandement les vitesses de mouvement en avant des ouragans de mi-latitude. Les zones de vents de tempêtes deviennent ainsi hautement asymétriques, avec des vents provoquant des dégâts généralement confinés au sud ou sur le côté droit de la trajectoire. Pendant qu'un cyclone extratropical se déplace vers l'est en direction des côtes européennes, il peut interagir avec une dépression de basse pression, haut dans l'atmosphère. Cette interaction peut causer l'intensification rapide de la tempête, comme cela s'est produit lors de la fameuse tempête d'octobre 1987 (Bretagne, Cotentin, Iles Britanniques).  Les tempêtes européennes peuvent provoquer des rafales de vent allant à plus de  67m/s dans les zones côtières exposées et les montagnes.  Dans les terres, les rafales de vent peuvent atteindre environ 45m/s. La vitesse des vents soutenus dans les ouragans les plus intenses de l'Atlantique peuvent dépasser  les 70m/s, avec même des rafales dépassant les 90m/s (7).

Structure                                                                                           
Les structures des cyclones extratropicaux diffèrent de celles des cyclones tropicaux, car les premiers possèdent des fronts et des limites discrètes entre les masses d'air de température différentes. Leurs plus larges surfaces de vent et leurs plus importantes précipitations surviennent souvent le long de ces fronts. Il y en a généralement deux : dans l'un, l'air chaud passe au-dessus de l'air froid vers le nord-est du centre ; dans l'autre, l'air froid se trouve coincé sous l'air chaud vers le sud-ouest (ceci est l'endroit où la plus large surface de vents se crée).
Puisque l'atmosphère tropicale inférieure est constituée d'une température uniforme, les cyclones tropicaux ne présentent pas de fronts. Au lieu de cela, leurs vents et précipitations se concentrent dans un anneau d'intenses orages entourant le noyau, mais aussi dans des bandes de pluie en spirale nourrissant ces orages. Une autre différence de structure entre les cyclones extratropicaux et les cyclones tropicaux est le lieu de création des vents les plus forts : haut dans l'atmosphère pour les premiers, près de la surface pour les deuxièmes.

Forme et Taille des Cyclones
Les cyclones extratropicaux changent de forme pendant leur développement. À maturité, leurs nuages ont souvent la forme de 'virgule', possédant un front chaud et un front froid émanant de la zone de basse pression du noyau des tempêtes. Celles-ci grandissent pendant leur cycle de vie, avec des tempêtes autonomes atteignant moult tailles, entre 200 et 2000 km. La taille d'un cyclone extratropical peut être définie par la bande des vents destructeurs. On la trouve généralement à droite de la trajectoire de la tempête et elle mesure normalement entre 150 et 500 km de large.
Les cyclones tropicaux présentent normalement une forme davantage symétrique et concentrique. Il est plus exact de définir la taille d'un cyclone tropical comme celui du rayon de ses vents, plus grand ou égal à la force d'un ouragan (≥ 33 m/s). Cela correspond à une largeur approximative de 140 km, bien que les données varient grandement, alalnt de 50 km dans le Cyclone Tropical Tracy (Darwin, Australie, 1974) jusqu'à 1100 km lors du Typhon Tip (Pacifique Ouest, 1979). (7)

Zone Tropicale
Il existe différentes définitions de la zone tropicale.  L'une d'elles nous intéressant ici serait :
"Une zone tropicale est une région dans laquelle le vent souffle à l'origine depuis l'est (approximativement ± 30° latitude), région de mousson exclue. Les vents d'échange d'Est s'extraient de la haute pression subtropicale jusque dans la dépression équatoriale. Ils convergent en la Zone de Convergence Intertropicale (ITCZ), que l'on décrit normalement comme une bande intermittente de nuages dans la ceinture de basse pression ou de dépression équatoriale."   (9)
La météorologie diffère de celle des mi-latitudes, qui est dominée par des cyclones synoptiques liés à des radients forts en température de l'air et en densité. À large échelle, l'atmosphère à mi-latitude est notée 'baroclinique', alors que les conditions barocliniques à ces échelles se trouvent habituellement dans les tropiques. Les masses d'air sont plus homogènes.  Les variations de température sont moindres. La force de Coriolis est à peine présente. Les changements météorologiques viennent des petites différences entre les gradients de vitesse du vent ou des petites différences dans le réchauffement. L'atmosphère tropicale est en quasi-inertie thermique à cause des courants de surface chauds dans l'océan et la couche de barrière planétaire humide. Les circulations tropicales, telles que les systèmes de pression semi-permanentes, les moussons, ainsi que les composants dépendant en longitude de la circulation générale expliquent la faible variabilité de fréquence des cyclones tropicaux, comparée à la forte variabilité de fréquence des circulations générales à mi-latitude (9).

 

Zone Arctique
Les vents sont dominés en hiver par les basses pression au-dessus de l'Atlantique Nord au voisinage de l'Islande, et dans le Pacifique Nord au voisinage des Iles Aléoutiennes. Une intense haute pression est localisée en Sibérie près du Lac Baïkal. De plus, des zones de haute pression plus faible existent au-dessus de la Mer de Beaufort et de l'Amérique du Nord.
Les vents sont plus faibles en hiver qu'en été. Ceci est lié à l'inversion (vents présents en hiver, et donc moindres en été), qui a tendance à découpler les vents supérieurs, plus forts, des vents de surface. En hiver, les gradients de température côtière sont moindres qu'en été (10).

 

Autres Vents Plus Locaux

Vents Thermiques
La brise de bord de mer est l'un des vents thermiques les plus connus. Elle résulte en la différence de température entre la surface terrestre et la surface maritime, ainsi que dans les différents taux de refroidissement de la mer et de la terre pendant le jour et la nuit. Que ce soit la température terrestre ou la température maritime, celle de jour a bien davantage d'effet que celle de nuit, qui elle a un effet rafraichissant. L'effet du jour et l'effet de la nuit agiraient en association avec l'effet de pression régionale pour créer des zones de pression plus localisées.

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Effets des Montagnes / Effets des Vallées : Vent antitriptique
C'est un autre vent thermique. En journée, l'air fin au-dessus des hautes montagnes se réchauffe rapidement. L'air chaud s'élève et crée une brise inclinée qui atteint son apogée aux alentours de midi. On l'appelle brise de vallée ou vent anabatique. La nuit, les flancs de haute montagne refroidissent très vite. Cet air dense et froid forme une zone locale de basse pression.  Le gradient de pression mène une douce brise vers le bas, le long des flancs, jusque dans la vallée. Celui-ci est à son apogée juste avant le lever du soleil.  On l'appelle brise de montagne (3).


Vents Catabatiques
Un vent catabatique est créé par le flux d'air descendant des collines, de manière plus violente que dans la brise de montagne. Quand l'air est chaud, sous l'effet de foehn (ou föhn), il peut être appelé vent alpin et peut prendre des noms propres à la région, par exemple Chinook ou Santa Ana. Lorsque l'air est froid ou frais, on l'appelle vent de drainage. Dans les zones de hautes montagnes très pentues où sont présents des plateaux couverts de neige parfois associés à des glaciers, le vent peut s'avérer être assez fort.  Ce type de vent est appelé catabatique.  Les plus connus sont le Bora, sur la côte adriatique européenne ; le Mistral, sur la Côte d'Azur française ; le Puelche, sur les flancs ouest des Andes ; le Zonda, sur les flancs est des Andes ; et le Fall wind au Groënland et en Antarctique (3).

 

 

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Vents de Gravité
Un autre vent de flanc de montagne se forme dans certaines parties du monde à cause de processus autres que le drainage d'air froid gravitationnel décrit précédemment. Cet autre type de vent est dû aux vagues de gravité stationnaires, qui créent une force d'impulsion vers le bas et qui apportent un flux d'air chaud, depuis les couches supérieures jusqu'à la surface.  On les trouve dans un flux d'air ouest sur les flancs est des Montagnes Rocheuses, mais ces vents peuvent aussi survenir dans des zones non-montagneuses (11).  

Vents de Fosse
Un effet parfois observé dans les régions montagneuses sont les vents de fosse. On connait ce phénomène par exemple dans la Passe d'Altamont en Californie, dans les Montagnes Tehachapi au sud de Bakersfield en Californie, dans la Gorge de Colombia au niveau de la frontière entre l'Oregon et l'Etat de Washington aux États-Unis, ou dans le Détroit de Gibraltar entre le sud de l'Europe et l'Afrique du Nord.  De par la présence d'une forte différence de pression de chaque côté d'un caractère topographique, le vent cherche à sortir de cette fosse, arrive aussi à en sortir, comme d'une cheminée sous pression, avec une grande intensité.


Courant de Nuit
Un autre phénomène d'intérêt affectant notamment les vents des Grandes Plaines des États-Unis qui descendent ensuite jusqu'au Colorado et au Texas,  est le jet nocturne de bas niveau (12).  On le remarque davantage au printemps et en été.  Il a été observé qu'il avait pour effet la génération de plus hauts vents, plus verticaux, dans la couche de l'atmosphère dans laquelle les éoliennes opèrent la nuit. Un phénomène de jet a également été observé en Chine (13).



Références:
1. Jacobson, Mark Z.  Fundamentals of Atmospheric modeling.  2ème édition, Cambridge University Press, 2005.
2. Communication personnelle, Professeur Lynch, University College Dublin, 2007.
3. Ackerman, Steven A., Knox, John A., Meteorology Understanding the Atmosphere. 2ème édition, Thomson Brooks/Cole, 2007.
4. Fact sheet No. 10 – Air masses and weather fronts,  National Meteorological Library and Archive.  Met Office, U.K.

5. Pidwirny, Michael.  University of British Columbia Okanagan
http://www.physicalgeography.net/fundamentals/7p.html

6. Climate Lab Section of the Environmental Change Research Group, Department of Geography, University of Oregon - Global Climate Animations. http://geography.uoregon.edu/envchange/clim_animations/index.html

7. European Windstorms and the North Atlantic Oscillation: Impacts, Characteristics, and Predictability
Editeur: David L. Malmquist, Risk Prediction Initiative, Bermuda Biological Station for Research, Inc.
Auteurs contributeurs :
David Cotton, Satellite Observing Systems, Godalming, UK
Tim Hewson, UK Meteorological Office/University of Reading, UK
David Malmquist, RPI/BBSR
Robert Muir-Wood, Risk Management Solutions, Inc., London, UK 
Jean Palutikof, Climatic Research Unit, University of East Anglia, UK
Balaji Rajagopalan, Lamont-Doherty Earth Observatory of Columbia, USA
Andrew Robertson, University of California at Los Angeles, USA
Walt Robinson, University of Illinois, USA 
Mark Saunders, Benfield Greig Hazard Research Centre, University College London, UK
Torben Schmith, Danish Climate Centre, Denmark
David Simmons, Benfield Greig ReMetrics, London, UK
8. Stull, Roland B., Meteorology for Scientists and Engineers 2nd Edition.
Brooks/Cole, Cengage Learning, 2000
9. Introduction to Tropical Meteorology 2nd EditionVersion 2.0, October 2011, produced by The COMET® Program
La source de ce matériel peut être trouvé sur le site de la COMET® : http://meted.ucar.edu/ de l'University Corporation for Atmospheric Research (UCAR), sponsorisé en partie grâce aux accords de coopération avec le National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA), U.S. Department of Commerce (DOC). ©1997-2011 University Corporation for Atmospheric Research. All Rights Reserved.
10. Artic Meteorology and Oceanography.  The COMET® Program.  Feb. 2012.   https://www.meted.ucar.edu/training_module.php?id=758
11. Meteorlogical aspects of the utilization of wind as an energy source. Technical note No.175.  World Meteorological Organisation, Geneva, Switzerland.
12. Low Level Jet_files\NREL-Lamar Low Level Jet Project.htm

13. A diagnostic study of the low-level jet during TAMEX IOP 5, CHEN Y.-L. ; CHEN X. A. ; ZHANG Y.-X. ; Univ. Hawaii Manoa, school ocean earth sci. technology, dep. meteorology, Honolulu HI 96882, ETATS-UNIS