Origines du vent
- L'air chaud, l'air froid:
La température de l'air, engendrée par les échanges d'énergie, est un paramètre fondamental de la météorologie, avec la pression et l'humidité. On distingue ainsi des masses d'air froid et des masses d'air chaud, pour une pression atmosphèrique de référence.
Au contact du sol l'air se réchauffe par réflexion des rayons solaires sur la terre et par rayonnement de celle-ci. Son volume augmentant et sa densité diminuant dans le même temps, l'air chaud est plus léger et par conséquent s'élève.
A contrario l'air est plus froid en altitude. Loin du rayonnement du sol, il reçoit moins d'énergie, son volume diminuant et sa densité augmentant donc, cet air froid est plus lourd et par conséquent descend.
- Stabilité de l'air:
Le mouvement de l'air chaud avec l'air froid crée, lorsqu'il y en a un, ce que l'on appelle un mouvement de convection. Mouvement vertical pendant lequel l'air chaud s'élève, celui-ci en mouvement devient alors plus froid que l'air ambiant (il cède son énergie). Il cesse alors de s'élever et se met à descendre. Comprimé, il se réchauffe (phénomène identique pour l'air s'échappant d'une pompe à vélo). Ce réchauffement s'effectue dans les mêmes proportions, si bien qu'au niveau du sol il retrouve sa température d'origine; le bilan énergétique est donc nul. La masse déplacée étant revenu à son point de départ, l'air est considéré comme stable.
En revanche, de l'air plus humide subit un refroidissement plus lent. Ce refroidissement moins rapide peu laisser la masse d'air plus chaude que l'air ambiant. Elle continue alors de s'élever. Le mouvement vertical est amplifié au lieu d'être annulé. L'air est alors instable.
L'instabilité d'une masse d'air est produite par un réchauffement à sa base ou un refroidissement à son sommet, ce qui tend à favoriser ses mouvements verticaux. La stabilité d'une masse d'air intervient avec un refroidissement par la base ou un réchauffement par le sommet, ce qui tend à s'opposer à ses mouvements verticaux.
- Le relief du ciel:
D'un point de vue topographique, la pression atmosphèrique est l'unité de mesure de son relief.
La pression atmosphèrique en un point donné du globe est égale au poids de la colonne d'air surplombant ce point, sur toute la hauteur de l'atmosphère. Ainsi la pression "normale" est prise au point le plus bas à savoir le niveau de la mer (elle en sera d'ailleurs toujours ramené au niveau de la mer).
Cette pression diminue avec l'altitude puisqu'au fur et à mesure d'une ascension , la colonne d'air surplombante se réduit en hauteur donc en poids. Cette baisse est d'abord rapide (1 hPa tous les 8 m), puis se ralentit (1hPa tous les 10 m vers les 3000 m).
Elle a pour effet d'entraîner la détente des masses d'air qui s'élèvent, donc une baisse de température et la formation de nuages. Elle influe donc grandement sur la stabilité des masses d'air, les deux étant étroitement liées. La variation de pression atmosphèrique est également due au positionnement des astres (soleil, lune, ...) selon les saisons, les années, ...
En terme de représentation, les pressions supérieures à 1015 hPa sont considérées comme "sommet" c'est-à-dire "hautes pressions", donc anticyclones (souvent synonyme de ciel dégagé). Les pressions inférieures à 1000 hPa quant à elles sont considérées comme "creux" c'est-à-dire "basses pressions", donc dépressions (souvent synonyme de ciel chargé, bas).
A noter que chaque ligne observée sur une carte est formée de points d'égale pression, d'où son nom: isobare.
- Courant d 'air:
Né des différences de pression atmosphèrique, le vent peut simplement être défini comme un écoulement d'air du sommet vers les creux, autrement dit des hautes pressions vers les basses pressions.
Mais cet écoulement n'est pas direct, en effet du fait de la rotation de la terre sur son axe, l'air suit une trajectoire "tourbillonaire" allant de l'anticyclone vers la dépression. Cet effet est appelée "force de Coriolis". Celle-ci dévie le vent sur la droite dans l'hémisphère nord et sur la gauche dans l'hémisphère sud. Cette force s'exerce sur de longues distances et varie de nulle à l'équateur, à maximale aux pôles. Dans certaines situations, le déplacement d'air ne s'exerce pas sur une distance suffisante pour que l'effet Coriolis ait nue influence notable. Le vent est alors uniquement causé par le différentiel de pression.
Selon la "loi de Buys-Ballot" face au vent un observateur a toujours les hautes pressions sur sa gauche et les basses pressions sur sa droite. (Cas valable uniquement dans l'hémisphère nord, pour l'hémisphère sud ce sera biensûr le cas contraire).
La force du vent quant à elle dépendra biensûr du gradient de pression entre l'anticyclone et la dépression. Plus cette différence sera grande et plus la force du vent sera importante.
Le vent sortant des anticyclones au niveau du sol (divergence), l'appel d'air ainsi créé est comblé par un mouvement descendant (subsidence) d'où une compression et un réchauffement de l'atmosphère. Conjointement, le vent rentrant dans les dépressions (convergence), une ascendance joue le rôle de soupape régulatrice, transportant l'excédent d'énergie et refroidissant l'atmosphère.
Ces mouvements de convection sont symptomatiques des échanges thermiques qui régulent la planète. Grâce à eux, le contraste entre les pôles et l'équateur est "raisonnable". Les grands courants marins en sont des vecteurs essentiels, mais leur vitesse est lente. Les masses d'air ont donc un rôle déterminant, via les divers centres d'action.