Vent géostrophique
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Le vent géostrophique se définit comme le vent qui résulterait de l'équilibre géostrophique entre la force de Coriolis et la force du gradient de pression atmosphérique agissant sur une parcelle d'air. Ce vent souflerait parallèlement aux isobares dans l'atmosphère. La plus grande partie de l'écoulement atmosphérique, au dessus de la couche limite en dehors des tropiques, est proche de l'équilibre géostrophique, ce qui en fait une approximation communément utilisée en météorologie. Toutefois, cet équilibre est rarement exact, en raison d'autres forces qui agissent sur le vent comme la friction (près du sol) ou la force centrifuge dans un écoulement courbé.
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[modifier] Équilibre géostrophique
Supposons un moment que nous arrêtions complètement le mouvement de l'air dans l'atmosphère relativement à la surface de la planète, et que nous le laissions ensuite recommencer à partir du repos. La force du gradient de pression pousse l'air à se mouvoir des régions de haute pression vers les régions de basse pression. Toutefois, dès que le mouvement s'amorce la force de Coriolis le fait dévier, soit vers la droite dans l'hémisphère nord, soit vers la gauche dans l'hémisphère sud. Plus la vitesse de l'air augmente, plus la force de Coriolis augmente de concert en accentuant la déviation. Finalement la force de Coriolis atteint une valeur égale et opposée à celle de la force du gradient de pression, produisant ainsi un écoulement d'une vitesse constante (sans accélération), parallèle aux isobares. C'est ce qu'on appelle l'équilibre géostrophique. En pratique, l'écoulement en dehors des tropiques est presque toujours en quasi-équilibre géostrophique.
En l'absence d'observations de vent, les météorologues peuvent estimer la force du vent en un point donné en mesurant sur une carte d'analyse météo le gradient de pression et la latitude. L'approximation géostrophique est purement diagnostique. Elle n'a pas de valeur prédictive car son équation ne contient aucun terme de changement.
Dans les tropiques, où la force de Coriolis est de plus en plus faible jusqu'à être nulle à l'équateur, ce sont d'autres forces, comme la force centrifuge, qui viennent équilibrer la force de gradient de pression.
[modifier] Vent agéostrophique
Le vent agéostrophique est la composante du vent total qui diffère de l'équilibre géostrophique.
Les composantes agéostrophiques du vent à l'échelle synoptique sont relativement petites, et peuvent être négligées en première approximation dans un contexte diagnostique. Toutefois elles sont cruciales dans l'évolution future de l'écoulement car elles dénotent la présence de forçages qui créent de la convergence ou de la divergence dans l'écoulement, produisant ainsi le mouvement vertical à l'origine de plusieurs phénomènes météorologiques, dont les dépressions des latitudes moyennes.
Près de la surface, l'effet de la friction entre l'air et la surface perturbe l'équilibre géostrophique. La friction ralentit l'écoulement, réduisant ainsi la force de Coriolis. Dans ce nouvel équilibre à trois forces, l'effet de la force de Coriolis n'est plus suffisant pour forcer l'écoulement à être parallèle aux isobares et une partie du mouvement résultant s'aligne vers la zone de basse pression. Ainsi, près de la surface, l'écoulement horizontal prend la forme d'une spirale convergente vers le centre des dépressions et divergente du centre des anticyclones.
Pour de plus amples détails sur l'effet du frottement sur les vents dans la couche limite de l'atmosphère, voir Spirale d'Ekman.
[modifier] Modèle mathématique
On néglige l'effet de la friction, ce qui est permis à une très bonne approximation à l'échelle synoptique dans l'atmosphère libre aux latitudes moyennes. On néglige aussi la composante agéostrophique décrite plus haut.
On peut obtenir le vent géostrophique (ug,vg) des équations primitives atmosphériques en utilisant l'approximation géostrophique :
Où g est l'accélération gravitationnelle (9.81 m.s-2), f est le paramètre de Coriolis (variable avec la latitude), et Z est la hauteur géopotentielle. La validité de cette approximation dépend du nombre de Rossby à l'endroit où on veut l'appliquer. Elle est invalide à l'équateur car f y est égal à zéro. On évite généralement d'utiliser cette approximation dans les tropiques.
D'autres variantes de cette équation existent, par exemple en utilisant le champ de pression au lieu de Z. Dans ce cas, l'expression est un peu plus complexe.
