Connaître la météorologie

Annexe D. Déviation de l'équilibre géostrophique

ANNEXE D DÉVIATION DE L’ÉQUILIBRE GÉOSTROPHIQUE L’équilibre géostrophique n’est pas toujours réalisé, même en atmosphère libre, hors de la couche de friction. Il y a lieu d’examiner plus en détails deux situations simples, mais importantes : celle tenant compte de la trajectoire non rectiligne de l’air et celle associée à une variation, ou tendance, de la pression. L’analyse peut se faire en examinant la situation au sol, avec les isobares, ou en altitude, avec les isohypses (voir section 4.5). Pour que l’air puisse emprunter une trajectoire curviligne, la force centripète doit entrer en action. Celle-ci s’exerce le long du rayon de courbure et vers le centre du cercle décrit par la trajectoire. La force centripète est égale à k3V2 où V est la vitesse de la parcelle et k3 est l’inverse du rayon de courbure (k3 est nul lorsque la trajectoire est rectiligne). Examinons le cas d’une basse pression (figure D.1) où les isobares sont curvilignes. Dans cette situation, la vitesse du vent est V, la force du gradient de pression est Fgp, la force de Coriolis est Fco et sa valeur est de k1V. À la force du gradient de pression Fgp correspond un vent géostrophique Vg, différent de V. Le but ici est de comparer Vg et V. Dans le cas de la basse pression, la force centripète est égale à la force du gradient de pression moins la force de Coriolis c’est-à-dire k3V2 = Fgp - k1V. Cette relation peut aussi s’écrire k3V2 = k1Vg - k1V. Ainsi la vitesse V de la parcelle est de V = Vg - k3V2 /k1 . Elle est donc inférieure au vent géostrophique correspondant au même gradient de pression. Ainsi le vent géostrophique surestime le vent réel dans le cas où les isobares (ou isohypses) ont une courbure cyclonique. La situation inverse se produit pour une haute pression (ou une courbure anticyclonique des isobares ou des isohypses). Dans ce cas V = Vg + k3V2 /k1. Le 242 CONNAÎTRE LA MÉTÉOROLOGIE vent actuel est donc plus fort que le vent géostrophique déterminé uniquement à partir du gradient de pression. Ainsi le vent géostrophique est supérieur au vent réel. Autrement dit, pour un même vent, le gradient des isobares doit être plus élevé dans une basse pression que dans une haute pression. C’est ce que l’on remarque souvent sur les cartes météorologiques. Examinons le cas montré à la figure D.2 où la parcelle se déplace de A vers D entre deux isobares (ou isohypses) parallèles. Dans le creux, en A et en D, la courbure cyclonique est maximale, tandis qu’en C, dans la crête, c’est la courbure anticyclonique qui est maximale : en B, la courbure est nulle. Ainsi, la vitesse du vent augmentera légèrement de A vers C puis diminuera vers D. A l’avant du creux, il se créera donc une zone de divergence tandis qu’il y aura une zone de convergence à l’avant de la crête (figure 4.20). C’est sous cette zone de divergence dans le courant à 500 mb que l’on retrouve les dépressions au sol ; les hautes pressions au sol se retrouvent sous la zone de convergence. L’intensité de la divergence est accentuée lorsque l’espacement des isohypses (ou isobares) varie le long du creux et lorsque les isohypses ne sont pas parallèles. Autour des basses pressions, on note la présence de centre de hausses et de chutes de pression, comme le montre la figure 5.9. Les isolignes tracées sur cette figure sont des isallobares, c’est-à-dire des lignes de même hausse ou chute de pression (0,1k Pa/3h). A ces centres, on associe un vent isallobarique qui souffle vers le centre de chute et hors du centre de hausse. Cette composante agit pour forcer le vent à combler le vide créé par la chute de la pression (ou à se débarrasser du surplus d’air engendré par la hausse). Le vent réel subit une déviation, comme le montre la figure D.3. Cette déviation dépend de la position relative des centres de hausses et de chute par rapport au centre de la dépression. L’effet du vent isallobarique est donc de rompre l’équilibre géostrophique. Dans...