Le vent

Le vent : définition

Le vent, c'est le mouvement de l'air. Dans la langue courante et dans le langage des météorologistes, on appelle "vent" le seul mouvement horizontal de l'air. Les mouvements verticaux de l'air existent aussi : les météorologistes parlent de vitesse verticale. Même si les conséquences des mouvements verticaux sont très importantes, pour faire des nuages et de la pluie par exemple, voire dramatiques, comme dans certains accidents d'avion au décollage ou à l'atterrissage, ces mouvements sont moins faciles à aborder et laissent moins de marques dans le langage courant.

A la différence de la pression ou de la température, un seul nombre ne suffit pas pour décrire / mesurer le vent : il nous en faut deux.

La direction

Elle se mesure en degrés (les degrés du rapporteur) par rapport au Nord géographique ; on peut aussi l'indiquer avec des mots : un vent de nord, un vent de sud-ouest… C'est l'affaire de la girouette ou de la manche à air. L'usage, depuis des temps immémoriaux, c'est d'indiquer la direction d'où vient le vent : un vent de nord-ouest, c'est de l'air qui nous vient du nord-ouest. Cet usage semble très sage : l'important pour moi, là où je suis, c'est d'abord de savoir ce que va m'apporter le vent plutôt que l'endroit où il ira ensuite. J'anticipe donc qu'un vent de nord peut être froid surtout en hiver, qu'un vent de sud sera plutôt chaud, qu'un vent d'ouest peut être humide parce que l'océan est à l'ouest de chez moi…

On peut également utiliser les directions données sur une rose des vents.

Dans les abréviations, on utilise souvent W pour Ouest, parce que O prête à beaucoup de confusions : en allemand par exemple, "Ost" veut dire Est.

 Girouette à l'Ile d'Houat (Morbihan) - © photo Jean Cassanet

La vitesse

Elle peut être estimée assez précisément avec la manche à air. Elle est mesurée à l'aide d'un anémomètre. L'unité standard internationale est le mètre par seconde (m/s), mais on parle souvent en kilomètres par heure (km/h) ou kilomètres à l'heure ; les marins utilisent le plus souvent le nœud, abréviation nd en français ou kt (knot) en anglais. Un m/s vaut 3,6 km/h et environ 2 nœuds : une vitesse de 1 nœud, c'est une vitesse de 1 mille nautique à l'heure ; et le mille nautique vaut 1852 mètres.
Dans les stations météorologiques, l'anémomètre est généralement une roue horizontale à coupelles, des demi-sphères creuses. Il est fixé au sommet d'un pylône de 10 mètres de haut dans un lieu dégagé. En effet les météorologistes essaient d'éviter de mesurer les turbulences, ralentissements et accélérations, provoquées par les obstacles environnants comme les arbres, les bâtiments. On cherche à obtenir ainsi une valeur moins anecdotique, plus représentative d'une "vaste" région alentour (parce qu'on ne peut pas installer de trop nombreux anémomètres !). On retient la vitesse moyenne - c'est la moyenne des dix dernières minutes ; et la vitesse instantanée, établie sur une demi-seconde. La vitesse instantanée varie très vite au gré des tourbillons dans l'air, qu'on appelle la turbulence. C'est pourquoi on note la vitesse maximale instantanée observée au cours des 10 minutes qui précèdent le moment d'une observation, de même que les maxima observés pendant l'heure ou la journée.

L'échelle de Beaufort, utilisée en météorologie marine, établit des degrés, c'est à dire des intervalles de vitesse de vent, de 1 à 12, en fonction des effets du vent sur la mer, les vagues. On parle de "force" : par exemple, un vent de force 3 correspond à une vitesse du vent comprise entre 12 et 19 km/h. Le degré 12, baptisé « ouragan », est ouvert : « vent de 118 km/h ou plus ». C'est là que commence le domaine des cyclones tropicaux.
Pour les physiciens, le vent c'est un vecteur - une flèche partant du point de mesure, orientée vers la où va le vent (l'inverse de ce que font les météorologistes !) et dont la longueur représente l'intensité, c'est à dire la vitesse du vent.
Sur les cartes météorologiques, la direction et la vitesse du vent sont représentées par des symboles spécifiques. La direction du vent est indiquée par une flèche orientée de la direction d'où souffle le vent vers le centre du petit cercle qui représente le lieu de mesure. Sur la figure ci-dessous, le vent est indiqué soufflant d'ouest (excepté pour le vent calme qui n'a pas de direction, par définition). La vitesse du vent est indiquée en queue de flèche par des barbules (10 nœuds), des demi-barbules (5 nœuds) ou des flammes pleines (50 nœuds).

Quelques valeurs extrêmes :
 Vent horizontal : la valeur maximale enregistrée (vent instantané) pour un vent de surface est de 416 km/h à la station de Peak Gust au sommet du mont Washington (Etats-Unis). En altitude, les courants-jets (Jet streams) atteignent fréquemment des vitesses de 300 à 400 km/h. Une valeur exceptionnelle de 529 km/h à 8000 m d'altitude a été relevée au dessus de Brest le 27 décembre 1999, pendant les tempêtes de cette fin d'année là. Sous nos latitudes, lors des tempêtes, les vents peuvent dépasser 150 km/h sur le littoral et même, plus rarement, à l'intérieur des terres.

Records en France métropolitaine sur la période 1981-2009 :

Avant 1980, les enregistreurs associés aux anémomètres utilisés par Météo-France étaient limités à 50 m/s(180 km/h). Puis la mesure du vent par les stations automatiques a été limitée  à 60 m/s (216 km/h). C'est pourquoi on note plusieurs records de vitesse du vent estimés à au moins 60 m/s :

• 20 octobre 1986 au cap Sagro (Haute-Corse)
• 16 octobre 1987 à la Pointe du Raz (Finistère) et Granville (Manche)
• 9 décembre 1993 au cap Corse (Haute-Corse)
• 26 décembre 1999 au sommet de la tour Eiffel à Paris

Depuis 1994, Météo-france installe dans son réseau des anémomètres capables de mesurer la vitesse du vent jusqu'à 80 m/s (288 km/h)

 Vent vertical : les mouvements verticaux sont généralement beaucoup moins rapides que les mouvements horizontaux (environ 100 fois moins). Ils peuvent toutefois ponctuellement donner naissance (dans les nuages d'orage, par exemple) à des ascendances de l'ordre de plusieurs dizaines de km/h.
 

D'où vient le vent ?

Quelques éléments de dynamique des masses d'air

Les mouvements de l'air sont horizontaux pour l'essentiel parce que, à l'échelle de la planète ou même d'un continent ou d'un pays, l'atmosphère est une couche d'air très mince : les phénomènes atmosphériques se produisent dans une épaisseur de 10 kilomètres environ ; cela fait le centième de la taille de la France, par exemple. Mais dans des phénomènes violents de petite étendue, comme les orages, les mouvement peuvent atteindre eux aussi plusieurs dizaines de m.s-1, soit le même ordre de grandeur que le mouvement horizontal.
La raison ultime des mouvements horizontaux de l'air, il faut la chercher dans les différences de température d'un lieu à un autre : les courants d'air dans une maison, cela vient généralement de ce que le soleil ne la chauffe pas toute de la même manière. Ces différences de température créent la différence de pression qui va résulter en la force nécessaire à… claquer la porte.
A une échelle un peu plus grande, la brise au bord de la mer va toujours du « froid » vers le « chaud » : dans la journée, de la mer vers le continent ; vers les pressions plus basses sur le continent plus chaud que la mer.

Les variations de pression constituent un indice plus simple à utiliser : là où la pression est plus élevée il y a plus d'air (dans la colonne atmosphérique au-dessus de nous) et là où la pression est relativement basse, c'est bien sûr l'inverse. Au sol, l'air se met donc en mouvement, de la zone où il y a plus d'air vers la zone où il y en a moins : le vent souffle d'une zone de pression plus haute (anticyclone) vers une zone de pression plus basse (dépression). Ainsi, l'air ne bouge pas ou peu sur le "plat", mais se déplace tout naturellement des bosses vers les creux et ce d'autant plus vite que la pente est raide.

• Une dépression est comme un creux : l'air s'écoule vers l'intérieur de la dépression.
• Un anticyclone est comme une bosse : l'air s'écoule vers l'extérieur de l'anticyclone

Le vent et la rotation de la Terre
Au fur et à mesure que l'après-midi s'écoule sur la plage, le vent tourne. C'est que, dès qu'un mouvement s'établit, la rotation de la Terre sur elle-même entraîne une déviation des mouvements d'air horizontaux, vers la droite dans l'hémisphère nord et vers la gauche dans l'hémisphère sud. Cette force qui dévie le mouvement, c'est la force de Coriolis.

Le vent à l'échelle des cartes météorologiques
La combinaison de l'effet des différences de pression avec la rotation de la Terre change fondamentalement la physionomie des écoulements atmosphériques. Au lieu de souffler des hautes vers les basses pressions, le vent tend à souffler perpendiculairement à ces différences, c'est à dire parallèlement aux lignes d'égale pression, les isobares. On parle d'équilibre géostrophique : c'est l'équilibre entre la force qui résulte des variations de pression, et la force de Coriolis due à la rotation. Dans la pratique, on peut constater que très souvent cet équilibre est proche de la réalité. C'est particulièrement vrai en altitude, au-dessus d'environ 1500 mètres. Plus près du sol, le frottement de l'air sur la surface terrestre modifie beaucoup le vent. A conditions égales, le vent souffle moins fort qu'en altitude : c'est la première conséquence du frottement. Ceci diminue la force de Coriolis, qui est proportionnelle à la vitesse. Le vent est donc dévié du côté de la force de pression, c'est à dire vers les basses pressions. Mais la topographie du lieu où l'on se trouve est très souvent prépondérante : par exemple le vent suit souvent une vallée, le couloir entre deux immeubles…
Au XIXe siècle, le météorologiste néerlandais Buys-Ballot a ainsi énoncé une règle qui porte aujourd'hui son nom : "dans l'hémisphère nord, face au vent, les basses pressions sont à droite et les hautes pressions sont à gauche". Autrement dit, dans l'hémisphère nord :

- le vent se déroule autour des anticyclones dans le sens des aiguilles d'une montre,

- le vent s'enroule autour des dépressions dans le sens contraire des aiguilles d'une montre.

Sur les cartes météorologiques, les isobares (lignes d'égale pression en météorologie) révèlent les anticyclones et les dépressions. Plus les isobares sont serrées, plus le vent est fort (comme les lignes de niveau sur un relief d'une carte géographique). Les météorologistes surveillent ainsi le gradient horizontal de pression, ou taux de variation de la pression avec la distance, dans la direction de plus forte variation : par exemple, « 0,05 hPa.km-1 vers le sud ». Sur une carte météorologique, des isobares rapprochées, c'est à dire un fort gradient de pression, sont le signe d'un vent violent.

En règle générale, la vitesse du vent augmente avec l'altitude, mais ceci est théorique et dépend de la situation météorologique.

• Lorsque l'air est "stable", les variations en fonction de l'altitude tant en direction qu'en force peuvent être très importantes, même entre le sol et le toit d'un immeuble par exemple. On parle alors de cisaillement vertical de vent.
• Lorsque l'air est "instable", il y a de forts mouvements verticaux, l'air est brassé sur plusieurs kilomètres et il y a peu de variation de la vitesse du vent  avec l'altitude.

Quelques valeurs extrêmes :
 Vent horizontal : la valeur maximale enregistrée (vent instantané) pour un vent de surface est de 416 km.h-1 à la station de Peak Gust au sommet du mont Washington (Etats-Unis). En altitude, les courants-jets (Jet streams) atteignent fréquemment des vitesses de 300 à 400 km.h-1. Une valeur exceptionnelle de 529 km.h-1 à 8000 m d'altitude a été relevée au dessus de Brest le 27 décembre 1999, pendant les tempêtes de cette fin d'année là. Sous nos latitudes, lors des tempêtes, les vents peuvent dépasser 150 km.h-1 sur le littoral et même, plus rarement, à l'intérieur des terres.
 Vent vertical : les mouvements verticaux sont généralement beaucoup moins rapides que les mouvements horizontaux (environ 100 fois moins). Ils peuvent toutefois ponctuellement donner naissance (dans les nuages d'orage, par exemple) à des ascendances de l'ordre de plusieurs dizaines de km.h-1.
 

Histoire de la mesure du vent

Au cours du XXe  siècle, les météorologistes se sont attachés à compléter l'échelle de Beaufort en définissant une correspondance entre degrés de l'échelle, vitesse du vent en nœuds et état de la mer.

Pas si simple.

Quand l'amiral sir Francis Beaufort imagina la célèbre échelle d'estimation du vent qui porte son nom, il utilisa la frégate qu'il commandait comme instrument de mesure : de force 0 à force 5, la force du vent était estimée d'après la vitesse du navire portant toute sa toile au près ; de force 6 à force 11, la voilure établie servait d'indicateur, la frégate étant menée au maximum de ses possibilités comme elle pouvait l'être lorsqu'il s'agissait de poursuivre un ennemi ; à force 12, la frégate était en fuite à sec de toile. L'échelle de Beaufort s'arrête donc à l'échelon 12, faute de critère disponible pour évaluer la vitesse du vent au-delà.

L'échelle de Beaufort aurait été imaginée et mise au point en 1805, mais elle n'apparaît formellement par écrit qu'en 1831.

En 1874, l'utilisation de l'échelle de Beaufort dans les observations météorologiques en mer est adoptée par le comité permanent international de météorologie, récemment créé. Elle sera utilisée jusqu'en 1946, date à laquelle l'Organisation météorologique mondiale décide que les observateurs en mer utiliseront le nœud comme unité de mesure de la vitesse du vent.

L'échelle telle que nous la connaissons

Mais, bien avant ce changement, les scientifiques s'étaient posé la question de la correspondance entre les degrés de l'échelle de Beaufort, la vitesse du vent et l'état de la mer. En effet, à la fin du XIXe siècle, l'avènement de la vapeur rendait inutilisable la correspondance entre force du vent et voilure établie, d'où l'idée de codifier une correspondance avec l'état de la mer. D'autre part, pour établir des calculs de type climatologique ou physique, il faut pouvoir exprimer la vitesse du vent dans les unités habituelles (m/s, nœud, km/h). C'est pourquoi diverses expériences consistant à confronter l'estimation du vent faite par des marins expérimentés à des mesures furent menées. Probablement la plus importante d'entre elles fut réalisée par G. C. Simpson qui en publia les résultats en 1906. Après avoir étudié plusieurs années d'enregistrement du vent effectué dans les stations météorologiques anglaises, soit manuellement à l'aide de l'échelle de Beaufort, soit par anémomètre, il en vint aux conclusions suivantes :

• La mesure du vent varie considérablement selon le type d'instrument. Simpson utilisa à la fois des anémomètres à coupelles bien adaptés à la mesure du vent moyen sur une heure et des anémomètres par tube de pression permettant de mesurer les rafales.

• Bien que l'échelle de Beaufort ait été établie en prenant pour référence les réactions d'un type de voilier qui n'existait plus au début du XXe siècle, son utilisation par des observateurs chevronnés conduisait à des résultats cohérents, ceux-ci se basant sur l'observation de l'état de la mer, le bruit du vent ou son effet sur la végétation.

Aux stations météorologiques côtières de Scilly, Yarmouth et Holyhead, les estimations du vent étant faites indépendamment de la mesure à l'aide d'anémomètre, il put établir une correspondance entre échelle de Beaufort et vitesse du vent, donnant pour chaque échelon un intervalle de vitesse du vent. De cette étude, on retiendra la formule suivante :

- V = 1,62 B^3/2

- V : vitesse du vent en nœuds,

- B : degré de l'échelle de Beaufort

En remplaçant B par les valeurs 1, 2, 3, etc. on trouve une vitesse du vent s'inscrivant dans la fourchette indiquée par la table officielle de l'échelle de Beaufort.

Cette formule simple met en évidence que la pression du vent exercée sur une surface, qui est proportionnelle au carré de la vitesse du vent, est aussi proportionnelle au cube du degré Beaufort. Ou, pour être plus pratique, quand le vent passe de force 2 à force 4 Beaufort, la pression exercée sur les voiles est multipliée par 8.

D'autres études de ce type ont été effectuées, avant et après Simpson. Elles donnèrent des résultats parfois un peu différents, les instruments de mesure n'étant pas tout à fait les mêmes, ni toujours placés à la même hauteur.

En 1946, l'activité météorologique internationale, interrompue au cours de la Seconde guerre mondiale, reprit de plus belle. Au cours des années de guerre, l'aéronautique avait progressé. L'Europe, en pleine reconstruction, et les USA étaient prêts à établir des liaisons aériennes transatlantiques commerciales.

Du point de vue météorologique, tout était à reconstruire. Au cours d'une première réunion à Paris en 1946, puis d'une seconde en 1947 à Toronto, il fut décidé que la hauteur normalisée de la mesure du vent serait de dix mètres. Pour la correspondance entre degré Beaufort et vitesse du vent, on adopta celle établie aux îles Scilly par G. C. Simpson. Enfin, on ajouta à l'échelle de Beaufort une description de l'état de la mer, ainsi que les hauteurs moyenne et maximale probables des vagues, valeurs issues des travaux de Peterson en 1927. Ainsi fut adoptée l'échelle de Beaufort et ses différentes correspondances (vitesse du vent en nœuds, mètres par seconde, miles par heure, description de l'état de la mer) que nous connaissons aujourd'hui.

Une histoire de moutons

Depuis, cette échelle de Beaufort a été reproduite dans tous les documents officiels et officieux et dans toutes les langues : documents de l'OMM, manuels de météorologie, encyclopédies… Une reproduction à la lettre, erreurs comprises ! En effet, l'échelle de Beaufort actuelle présente deux contradictions.

La première est une histoire de moutons.

Dans la version française, on peut lire à force 4, description de l'état de la mer, « moutons franchement nombreux » et à force 5 « naissance de nombreux moutons ». Difficile de croire que les moutons au sommet des vagues puissent être plus nombreux à force 4 qu'à force 5. En fait, l'examen de la version anglaise de l'échelle de Beaufort apporte l'explication. À force 4, on trouve l'expression « fairly frequent white horses » qui se traduit par « moutons assez peu fréquents », ou plus simplement « rares moutons ». Il s'agit donc bien d'une imprécision de traduction reconduite depuis plus de 50 ans.

Ce dernier avait constaté que les intervalles de vitesse croissent régulièrement d'un degré Beaufort à l'autre, excepté à force 4 qui présente une discontinuité : force 3 (7 à 10 nœuds) correspond à un intervalle de 3 nœuds, force 4 (11 à 16 nœuds) à un intervalle de 5 nœuds et force 5 (17 à 21 nœuds) à un intervalle de 4 nœuds.

En examinant l'échelle de Beaufort officielle, on s'aperçoit que les échelles en km/h, en m/s et en miles par heure sont cohérentes (aux arrondis près) mais que, manifestement, il y a une erreur dans l'échelle en nœuds. La limite supérieure de force 4 devrait être 15 nœuds (au lieu de 16) et la limite inférieure de force 5, 16 nœuds (au lieu de 17). Ainsi l'étagement des intervalles serait plus régulier et l'on serait plus près des échelles dans les autres unités.

Voilà qui apporte de l'eau aux moulins des climatologues qui, depuis 1946, n'ont eu de cesse de réclamer une nouvelle échelle de Beaufort. Pour ceux là, il importe de savoir au plus juste à quelle vitesse de vent correspond un force 4 ou un force 8 estimé par un observateur du début du XXe siècle, pour pouvoir déterminer, par exemple, si pour telle zone le vent souffle en moyenne plus fort aujourd'hui qu'il y a 50 ou 100 ans.

Pour quelques nœuds de plus

En 1964, les climatologues faillirent l'emporter. Suite à de nouvelles études menées par les Britanniques, les Allemands, les Hollandais, sur des navires de guerre ou des bateaux-feu, une nouvelle échelle de Beaufort, mieux étagée (pas d'anomalie à force 4), avec des correspondances entre unités plus rigoureuses, fut proposée par la Commission de météorologie maritime de l'OMM. Malheureusement, cette nouvelle échelle faisait débuter les degrés les plus élevés de l'échelle un peu plus tôt : 32 nœuds pour force 8 (au lieu de 34 nœuds pour l'échelle actuelle), 44 nœuds pour force 10 (au lieu de 48) et 58 nœuds pour force 12 (au lieu de 64). Or ces modifications n'auraient pas été sans conséquence en matière d'avis de coup de vent, de tempête ou d'ouragan. En adoptant cette nouvelle échelle de Beaufort, on gagnait peut-être une meilleure cohérence avec les observations anciennes mais on introduisait de fait une discontinuité dans les statistiques concernant le nombre de coups de vent, de tempêtes et d'ouragan. Devant les conséquences, cette nouvelle échelle ne fut jamais adoptée. Et on peut affirmer sans crainte d'être démenti que, malgré la généralisation de l'électronique et de l'informatique, l'échelle de Beaufort telle que nous la connaissons, vieille déjà de 200 ans, a encore de beaux jours devant elle.

Echelle de Beaufort en image

Cliquez sur l'image pour l'agrandir :

Les capteurs vent

La girouette et l'anémomètre

La direction du vent se mesure avec une girouette dont la position peut être repérée soit par la rotation d'un potentiomètre, soit à l'aide de détecteurs photoélectriques (photodiodes ou phototransistors). Ces derniers qui délivrent une tension  dépendant de l'éclairement auquel ils sont soumis sont occultés ou non par des secteurs liés à la partie mobile de la girouette.

La vitesse du vent se mesure soit à partir de la tension délivrée par un alternateur entrainé en rotation par le moulinet de l'anémomètre, soit à l'aide de photodétecteurs dont la fréquence d'occultation dépend de la vitesse de rotation du moulinet de l'anémomètre. D'autres anémomètres plus récents utilisent le principe des ultrasons pour évaluer la vitesse du vent. Ces instruments déterminent également la direction du vent et, de manière plus anecdotique (non utilisé dans le réseau de mesure), ils sont capables de calculer la température de l'air.

La girouette et l'anémomètre doivent être normalement implantés au sommet d'un pylône de 10 m, suffisamment dégagé de tout obstacle qui serait de nature à perturber l'écoulement de l'air. Parmi les différents modèles de moulinets d'anémomètre existants, le modèle à coupelles est le plus répandu.

La mesure du vent par radar

      La force et la direction du vent à différentes altitudes peuvent être obtenues grâce aux mesures effectuées par radars : radar météorologique et radar strato-troposphérique, aussi appelé profileur de vent. Ces deux instruments de télédétection sont situés au sol et mesurent le vent par effet Doppler.

Qu'est ce qu'un radar ? Fonctionnement de l'instrument

Le terme radar est l'acronyme de « radio detection and ranging ». Les radars météorologiques ont vu le jour après la seconde guerre mondiale. Ils ont depuis connu plusieurs évolutions : par exemple, les radars Doppler permettent maintenant de restituer le champ de vent à partir de traceurs naturels (turbulence, précipitations).

Un radar envoie une onde et reçoit une onde réfléchie. Ceci permet de localiser les obstacles à la propagation de cette onde dans l'atmosphère et donc de connaître, à partir du temps aller-retour,  la distance qui sépare le radar de la cible (zones précipitantes, par exemple).

Figure 1 : Schéma de fonctionnement d'un radar, © Météo-France, extrait de cours de l'Ecole Nationale de la Météorologie

L'effet Doppler et le radar Doppler

L'effet Doppler (concernant les ondes lumineuses et sonores) a été présenté par Christian Doppler en 1842 et une expérience a confirmé sa théorie en 1845 ; il a également été proposé par Hippolyte Fizeau pour les ondes électromagnétiques en 1848.
Le radar Doppler envoie une onde d'une fréquence donnée dans l'atmosphère. Il mesure ensuite la différence de fréquence entre le signal émis et le signal reçu. Lorsque l'onde électromagnétique émise par le radar rencontre un obstacle qui bouge dans le sens longitudinal (précipitations, nuages en mouvement, zone de turbulence), l'écho qu'il reçoit subit au cours du temps une variation de phase qui se traduit par un changement de fréquence. Ce changement est proportionnel à la vitesse radiale projetée ; on a la relation mathématique :

avec Vr la vitesse radiale de déplacement de l'obstacle, composante de la vitesse dans la direction de visée du radar
         f  la fréquence
         t  le temps
         et la longueur d'onde.

Le schéma suivant illustre le principe du radar Doppler :

Figure 2 : Principe du radar Doppler © Météo-France

Définition du profil de vent obtenu par radar

 Un profil de vent correspond à la valeur du vent en force et direction sur une hauteur verticale définie. Il est caractérisé par :
 - Un lieu de mesure (lieu d'installation du profileur)
 - Une date de mesure
 - Une épaisseur verticale dans laquelle s'inscrivent les mesures. Elle est définie par une hauteur minimale (point de mesure le plus bas), une hauteur maximale (point de mesure le plus haut), une résolution verticale, un nombre de niveaux de mesure et pour chacun de ces niveaux, les trois composantes du vent accompagnées de leurs caractéristiques.
 - Une durée représentative de la mesure, pendant laquelle on considère que le milieu sondé garde les mêmes caractéristiques.

      Toutes ces informations apparaissent sur un profil de vent issu de la mesure, comme l'exemple suivant, pris le 15 novembre 1999 lors d'une campagne de mesures à Lonate sur une période de 24 heures. L'axe des ordonnées à gauche du profil indique la hauteur, en kilomètres. L'axe des abscisses correspond au temps de mesure (ici, 24 heures). La force du vent (en m/s) est en correspondance avec la couleur de la barbule (barre avec un triangle ou un trait à l'arrière) ; l'échelle est à droite du profil. La direction du vent est indiquée par l'orientation de la barbule :

vent de Nord :                                                                            vent de Sud : 

Figure 3 : Exemple de profil de vent obtenu par un radar strato-troposphérique, © Météo-France, Centre National de Recherches en Météorologie (CNRM)

Mesure par radar strato-troposphérique

Historique de l'instrument de mesure
Dans les années 1970, les progrès réalisés dans la mesure des précipitations par radar ont conduit à la détection d'échos « fantômes », ne correspondant pas à des zones de précipitations. Ces échos observés sont dus à la présence de zones turbulentes notamment. Ce phénomène a été étudié et précisé à partir du milieu des années 1970. La possibilité d'obtenir des échos, sur quasiment tout le profil vertical entre quelques kilomètres et 100 km d'altitude, a conduit rapidement à la construction de radars spécialisés pour cette couche de l'atmosphère. Si l'on mesure l'effet Doppler de ces échos, la vitesse du vent peut ainsi être obtenue.
Les radars spécialisés mesurant le profil de vent sont aussi appelés profileurs de vent. En météorologie, ces radars couvrent une gamme d'altitude allant jusqu'à une quinzaine de kilomètres.
Longtemps, ils n'ont servi qu'à la recherche, lors de campagne de mesures. Les profils de vent étaient obtenus en temps différé, après dépouillement des données mesurées. A partir des années 1990, les mesures ont pu être totalement automatisées, permettant ainsi aux profileurs d'entrer dans le réseau opérationnel de mesures. Aujourd'hui, ces instruments sont capables de fournir automatiquement et en temps réel les profils de vent intégrés sur des périodes pouvant descendre jusqu'à quelques minutes.

Fonctionnement du radar strato-troposphérique

Principe de la mesure

Les profileurs de vent sont des radars émettant des ondes dans les bandes de fréquences VHF et UHF. Un profileur VHF a une bande de fréquence allant de 30 à 300 MHz, soit une longueur d'onde comprise entre 1 m  et 10 m. Un profileur UHF a une bande de fréquence allant de 300 à 3000 MHz, soit une longueur d'onde comprise entre 10 cm et 1 m.
     
Un radar strato-troposphérique détermine le profil de vent grâce à la turbulence atmosphérique. En effet, la turbulence étant déplacée par le vent, elle constitue un bon traceur pour les radars strato-troposphériques. Cette turbulence se crée par frottements de deux couches d'air se déplaçant à deux vitesses différentes ; sur le schéma suivant, les deux vitesses sont matérialisées par les flèches bleue et verte.

Figure 4 : Naissance de la turbulence © Météo-France, CNRM 

Ces frottements créent une sorte de rouleaux ayant un diamètre supérieur à 10 m. La turbulence a ensuite des mouvements de taille de plus en plus petite au cours du temps (voir  rubrique « En savoir plus », en fin de fiche).

La mesure par un profileur de vent repose sur l'émission d'une onde électromagnétique de haute fréquence. En traversant une zone de turbulence, cette onde subit une diffusion dans toutes les directions à cause de la variation de l'indice de réfraction.

Figure 5 : Schéma de fonctionnement d'un profileur de vent © Météo-France, CNRM

Les propriétés des ondes électromagnétiques rétro-diffusées vers le radar sont modifiées. La différence de fréquence entre l'onde émise et l'onde reçue (ou effet Doppler) permet de calculer la vitesse et la direction du vent sur la verticale. Pour cela, le profileur capte les échos rétro-diffusés, fait une analyse spectrale de la réflectivité radar reçue et en déduit le vent à différentes altitudes.

L'onde émise par le radar est envoyée dans cinq directions, une verticale et quatre latérales inclinées à 11 degrés (dans le cas d'un profileur VHF, Very High Frequency) ou à 17 degrés (dans le cas d'un profileur UHF, Ultra High Frequency) par rapport à la verticale. C'est ainsi que l'on obtient les trois composantes de la vitesse du vent (voir figure 6).

Caractéristiques techniques

Avec un profileur UHF, on obtient des profils de vent allant de 100 m à 6 km d'altitude environ. La cadence de délivrance d'un profil complet du vent est de 5 à 15 minutes par profil.
    Avec un profileur VHF, les profils de vent couvrent 1,5 à 16 km d'altitude environ. La cadence de délivrance d'un profil complet du vent est de 15 minutes à 1 heure.

Composition d'un radar strato-troposphérique

Un radar strato-troposphérique se décompose en plusieurs parties :
  - des antennes qui permettent l'émission et la réception du signal,
  - un sous-ensemble de traitement du signal,
  - un sous-ensemble de production des données élaborées et de diffusion vers un centre de traitement distant,
  - un sous-ensemble permettant le contrôle des opérations.

Le schéma suivant représente un profileur de vent VHF :

Pour mesurer le vent en altitude, il faut envoyer des ondes dans au moins trois directions de tirs indépendantes : la verticale, vers le Nord et vers l'Ouest, les tirs obliques étant inclinés de 15° par rapport au zénith. Ceci est représenté par les trois cônes de la partie 1 du schéma ; chaque couleur représentant une direction différente.
La partie 2 correspond aux antennes du profileur qui envoient et reçoivent les signaux. La surface d'antenne détermine la largeur du lobe principal, c'est-à-dire la finesse du faisceau.
Pour obtenir des mesures précises, la largeur de ces faisceaux doit être de l'ordre de 5 à 10°. Il faut pour cela des antennes d'environ 60x60m en VHF (50 MHz) et 3x3m en UHF (1  GHz).
Pour le radar VHF, on utilisera soit un réseau de câbles colinéaires coaxiaux, soit des antennes de type YAGI. Les antennes YAGI sont des antennes du même type que celles utilisées pour la réception de la télévision hertzienne.
Pour un profileur UHF, la surface d'antennes varie de 2 à 200 m de coté. Les petits modèles sont constitués d'un ensemble de cinq panneaux plats (1 vertical, 2 Nord-Sud et 2 Ouest-Est), montés sur une remorque qui facilite le transport lors des campagnes de mesures.
La hauteur maximale du profil vertical obtenue par un profileur dépend essentiellement du produit de la surface d'antenne par la puissance du signal émis par l'instrument. Ainsi, pour atteindre une hauteur de 30 km, le profileur doit émettre une centaine de kW avec une antenne d'au moins 50x50m, ce qui correspond aux possibilités du radar VHF, pour une hauteur de 16 km, à surface d'antenne égale, la puissance doit s'établir à une dizaine de kW et pour une hauteur de 5 km il suffit d'une puissance de quelques kW et d'une surface d'antenne de 2,5x2,5m, ce qui est particulièrement adapté au radar UHF .

Les radars strato-troposphériques à Météo-France :

Météo-France dispose de trois profileurs de vent fixes localisés à La Ferté Vidame, à Marignane et à Nice. Deux profileurs destinés à la recherche sont également à Toulouse et sont utilisés lors de campagne de mesures comme AMMA (Analyses Multidisciplinaires de la Mousson Africaine) en 2006 / 2007.
Voici les caractéristiques techniques de chacun de des instruments fixes :

Photo 2 : Profileur du CNRM © Météo-France, CNRM

Mesure par radar météorologique du réseau de Météo-France, bénéficiant de l'effet Doppler

Composition d'un radar météorologique bénéficiant du système Doppler

Un radar Doppler, comme tout radar météorologique détectant les précipitations, est constitué d'une antenne parabolique, d'un émetteur, d'un récepteur et d'un système d'acquisition de données (aussi nommé calculateur) :

Figure 7 : Composition d'un radar Doppler, © Météo-France, extrait de cours de l'Ecole Nationale de la Météorologie 

Fonctionnement du radar bénéficiant du système Doppler

Principe de la mesure

Contrairement au radar strato-troposphérique, le radar météorologique de précipitation opère à des fréquences plus élevées (3 à 5 GHz, soit 5 à 10 cm de longueur d'onde). Il est particulièrement sensible aux précipitations. Comme celles-ci se déplacent avec le vent, il peut aisément mesurer ce paramètre. Les vitesses radiales détectées sont positives lorsque les cellules de précipitations s'approchent du radar, négatives lorsqu'elles s'en éloignent et nulles quand leur vitesse de déplacement est orthogonale à la direction de visée (azimut). Le radar peut également mesurer le vent par ciel clair, en se servant de la turbulence ou des échos d'insectes.
   
Un radar météorologique bénéficiant du système Doppler fonctionne de la même manière qu'un radar strato-troposphérique (voir paragraphe ci-dessus). Il envoie une onde et reçoit une onde rétro-diffusée. Le traitement se fait de manière similaire à celle du radar strato-troposphérique.
   
Enfin, le radar météorologique doppler balaye tout l'azimut avec un angle fixe (VAD ou Velocity Azimith Display), noté sur le schéma suivant, ce qui lui permet d'obtenir le vent dans les trois dimensions de l'espace.
 

Caractéristiques techniques
On obtient un profil toutes les 15 minutes. Chaque profil est représentatif d'une zone de 30 km de rayon centrée sur le radar. Les mesures de vent à chaque niveau sont indépendantes les unes des autres dans l'espace et dans le temps.

Exemple de profil de vent obtenu par radar météorologique :

Voici un profil vertical obtenu par mesure entre 0h00 et 12h00 TU à Trappes le 03/03/2005. 

En savoir plus :

Le schéma suivant illustre l'évolution de la turbulence, de sa naissance à sa dissipation.

La turbulence naît lorsque deux couches d'air se déplaçant à deux vitesses différentes se rencontrent. La convection crée des mouvements verticaux alors qu'un courant jet entraîne un déplacement horizontal rapide. La turbulence peut commencer dans la zone 1, située entre le courant jet et la convection.
près sa naissance, la turbulence a lieu sur une échelle spatiale assez grande (> 10 m) ; elle ne renvoie pas les ondes de la même manière dans toutes les directions ce qui lui vaut le qualificatif d'anisotrope : zone 2.
Plus tard dans son évolution, en zone 3, l'échelle spatiale diminue (de 5 à 50 m) et la turbulence devient homogène (identique en tout endroit) et isotrope ; la diffusion des ondes est égale dans toutes les directions.
Enfin, la turbulence se dissipe en chaleur, c'est la zone 4, avant de disparaître complètement. Elle ne pleut alors plus être mesurée.

Bibliographie :

MAUPRIVEZ, Michel, SANDRA, Jean-Pierre. Les profileurs de vent à vocation opérationnelle. La météorologie, Société Météorologique de France, novembre 2002, Spécial Observation Vol. 1, 8e série, n°39. p. 71 – 75.

METEO France CNRM/GMEI/STM. Bienvenue sur le site de l'équipe STM de CNRM/GMEI, dédié au radar ST. Toulouse : CNRM, 2008.