REPRÉSENTATION GRAPHIQUE DES VENTS

Nombreux sont les aviateurs qui ont éprouvé tout à coup, sans raison apparente, de véritables soubresauts, les faisant « danser » dans l'atmosphère comme un navire tangue h la surface de Tocéan : ils passaient alors d'un maximum à un minimum de vague atmosphérique, et inversement, et c'étaient ces passages qui leur imprimaient ces dangereux mouvements de tangage. Ce sont peut-être ces vagues atmosphériques qui permettent aux grands oiseaux marins de pratiquer ce « vol à voile » qui intrigue si fort les théoriciens de l'aviation. Il se peut que, doués d^un sens spécial qui fait défaut à l'homme, ces oiseaux aient le sentiment réflexe de la (c crête » ou du « creux » de la vague aérienne, même quand aucune vapeur condensée ne vient les manifester ; ils utilisent alors, au mieux de leur route, les mouvements verticaux auxquels ils participent ainsi.

L'étude de ce phénomène est à faire tout entière; elle exige des météorologistes « d'action », et non des météorologistes « de cabinet ». Ce sont des militants, comme le Prince de Monaco, comme Teisserencde Bort, comme Hergesell qui pourront, je ne dis pas résoudre d'un seul coup la question, mais trouver, à la suite de leurs incessantes recherches dans la haute atmosphère, par quel côté on peut tout au moins l'attaquer.

Représentation graphique des vents.

Il est essentiel de pouvoir donner, par des symboles graphiques, une représentation exacte du régime des vents dans une région déterminée.

Sur les cartes marines (et ceci n'est pas inutile à un moment où de nombreux aéronautes envisagent la possibilité de voyages transocéaniques), en particulier dans les admirables cartes de l'Atlantique publiées mois par mois par V Hydrographie office de Washington ou par la Deutsche ^ïenuîi^ ^*^dt Seewarte de Hambourg, on a adopté le dispositif suivant llT^Tl^Hydra-

(fig. 38) : graphie ojfice tX

A j 1 . r , 1 ' , r t 1 «*« 1« Deutsche

Au centre de chaque carre forme par les degrés de Ion- seewarte. gitude et de latitude qui limitent la région dont on s'occupe, on a tracé un petit cercle, et, à partir du centre de ce cercle, on a mené des lignes droites dont les directions, par rapport au nord de la carte, sont celles des vents qui ont été observés dans la région.

lao LE TEMPS QU'IL FAIT.

Supposons, par exemple, qu'on ait observé, dans ladite région, 20 jours de vent de nord-est, 7 jours de vent d'est : on trace une ligne dans la direction nord-est et on lui donne une longueur égale à 20 divisions d'une échelle spéciale tracée sur la carte; puis on prend une ligne ayant ta direction de l'est, et on lui donne comme longueur 7 divisions delà même échelle. Les lignes ainsi tracées sont censées être des flèches allant, avec le vent, vers le centre du périt cercle. Si l'on connaît la force moyenne des vents tracés, on l'indique, par un nombre de pennes égal à la force du vent correspondant dans l'échelle de Beaufort; enfin, au centre du petit cercle, on inscrit un chiffre : 3, cela veut dire que, dans la région de la carte dont le schéma occupe le centre, il y a des chances d'avoir 3 jours de calme par mois. Cette représentation est donc parfaite. Sur les cartes terrestres qui indiquent les états moyens des vents à cerw- ^ taincs stations, ainsi que sur les très

belles cartes de VAtlas des Ports de Fruncff publiées par l'Administration des Ponts et Chaussées, et qui donnent te régime des vents de tous nos ports, on Fie. 39. - l'oiygoo. dM ytnx,. procède autrement (fig. 39;.

Sur le point qui doit servir de centre au diagramme figuratif des vents de la station choisie, on trace la direction d'une rose des vents (souvent on se borne aux 8 directions principales), et on pone sur chacune de ces directions, à partir du centre, une longueur proportionnelle au nombre d'heures durant lesquelles le vent a soufflé dans cette direction pendant un intervalle déterminé, un an, par exemple. On obtient alors, en réunissant les points ainsi obtenus, un polygone irrégulier qui donne, immédiatement, la notion du régime du vent à la station choisie et qui fait voir de suite la direction du « vent dominant », le polygone étant toujours allongé dans cette direction.

En Europe, la carte de la figure 40, donne la direction moyenne des vents dominants.

LES CARTES D'ISOBARES SONT DES . CARTES DU VENT .. m

Plg. 40. — Venu domintntt en Europe.

Les cartes d'Isobares sont des • cartes du vent *.

Maintenant que nous avons vu l'importance du vent, cherchons par quels moyens l'aéro-navigateur pourra, avant son départ, se renseigner exaaement surl'état général du temps de la veille, et, pardes méthodes et des raisonnements que nous verrons plus tard, pronostiquer, dans une certaine mesure, le temps du lendemain.

Il faut, pour cela, qu'il apprenne à lire les cartes d'isobares dont nous avons parlé, et cela pour les mêmes raisons qu^un officier doit savoir lire la carte d'état-major et en tirer tous les renseignements qu'elle peut lui donner. Or la carte des isobares fournit, comme nous allons le voir, tous les renseignements que Ton peut désirer relativement au vent; et, de même que tes k courbes de niveau » de la carte d'état-major indiquent le relief du sol et ses lignes de pente, de même les courbes isobares, véritables courbes

122 LE TEMPS QiriL FAIT,

de niveau de Tatmosphère, nous feront connaître la direction, suivant laquelle a glisseront » les molécules d'air et, en quelque sone, la « pente » plus ou moins grande suivant laquelle s^efifeauera cette descente qui, suivant qu'elle sera plus ou moins raide, engendrera un vent plus ou moins fort.

SnrfàQes ûotiares.

Nous allons maintenant introduire une notion nouvelle, celle des surfaces isobares dans l'espace dont nous n*avons vu, jusqu'à présent, que la trace à la surface du sol, sous la forme des lignes isobares.

Si la surface entière de la Terre était homogène et à la même température, la pression atmosphérique irait en diminuant régulièrement dans l'atmosphère, suivant la loi de décroissance théorique dont nous avons parlé ; tous les points de Pair situés à la même altitude seraient à la même pression, et, par conséquent, il y aurait des surfaces sphériques, concentriques à la Terre, dont tous les points seraient à la même pression : ces sphères seraient, dans ce cas tout à fait hypothétique, des sur/aces isobares.

Mais, dans la réalité, les choses ne se passent pas ainsi, et il y a, non pas uniformité, mais variété de température à la surface du sol : il y a donc des « centres chauds » et des a centres froids », c'est-à-dire des « centres de basses pressions » et des « centres de hautes pressions ».

Or, au-dessous d^un centre de basses pressions, les isobares régulières, les sphères concentriques de la théorie, sont déformées; puisque le centre est un lieu de plus basse pression, il faut qu'il soit en contact avec celles des isobares qui réunissent les points où cette basse pression est réalisée : or ces isobares sont des isobares plus élevées^ la pression allant en diminuant avec la hauteur. Ces isobares élevées vont donc être obligées de se pencher vers le sol, de s'infléchir, de se « creuser », en un mot, pour le toucher au point où la pression est basse, et Tallure générale des isobares n'est plus celle de sphères concentriques : elle est celle que donne la figure 41.

Les surfaces isobares, au voisinage d'un centre de pression faible, sont donc creusées ; elles ont la forme d'une série d'entonnoirs évasés, emboîtés les uns dans les autres, et ce sont les bases de ces entonnoirs qui, à

LE GRADIENT BAROMÉTRIQUE.

Fig. 41. — Déformation « en entonnoir » des surfaces isobares au-dessus d'un centre de basses pressions.

leur rencontre avec le sol, forment ces lignes isobares tracées sur les cartes météorologiques quotidiennes.

Les cartes d'isobares représentent donc, si Ton y fait attention, les intersections des surfaces isobares avec le sol. Plus ces intersections sont rapprochées, plus les surfaces isobares sont inclinées, penchées; et, si Ton se représente les molécules d'air comme des petites billes roulant sur la pente de ces surfaces, on voit qu'elles rouleront d'autant plus vite que la pente sera plus raide, c'està-dire que les courbes isobares, correspondant à des surfaces sur lesquelles la pression varie de 5 en 5 millimètres, seront plus resserrées.

De même, sur les cartes topographiques, plus les courbes de niveau qui figurent le relief du sol, sont serrées, plus la pente est raide, et inversement.

Il va sans dire que, au-dessus d'un centre de hautes prèssionSf les phénomènes seraient inversés : au lieu d'être déformées en <K entonnoirs », les isobares seraient déformées en « chapeaux » (fig. 42).

Et si, nous avons une succession de centres, tantôt chauds, tantôt froids, les isobares seront tout le temps bosselées ; elles se creusent au-dessus du centre chaud et se soulèvent au-dessus du centre froid. Ce n*est que loin du sol, et très haut dans l'atmosphère, qu'elles reprennent sensiblement leur forme régulière de sphères concentriques.

Le gradient barométrique.

Nous allons maintenant introduire une nouvelle notion qui nous permettra de faire la « lecture » d'une carte d'isobares, et de 1' « interpréter », comme un officier en reconnaissance interprète la carte d'état-major.

Fig. 43. — Déformation « en chapeau * des surfaces isobares au-dessus d'un centre de hautes pressions.

124 LE TEMPS QriL FAIT.

Soit une carte d Isobares données, correspondant à un état déterminé de l'atmosphère. Partant d'un point A fig. 43 • où la pression est 770 et marchant à la surface du sol, nous rencontrons, par exemple, succcssiTement| des isobares correspondant à des pressions décroissantes* 763, 760, 735, etc...; mais, d'autre part, en nous élevant dans l'air, au-dessus du point A, nous rencontrons successivement les mêmes c surfaces » isobares, correspondant respeaivement aux pressions 765, 700, 735, etc.. Ces surfaces passent donc, et par ces points de la verticale du point A, et par les points du sol où nous les avons coupées en marchant. Mais, à la surface du sol, le vent chemine dans le sens des pressions décroissantes et la rapidité de son che- 755 1^ minement dépend» de la pente plus

ou moins accentuée de ses isobares.

^•^L ^ . Considérons un chemin MN qui

7e5lA' ^ -. soit normal à deux isobares voisines:

si ce chemin est égal à l'unité de Ion- P ^'^-^ ^^^^ gueur, la différence de pression cor-

770 ^^ ^^ ^^ respondant aux points M et N s'ap-

Fig. 43. Eiplicaiion du gradient barométrique. pcUcra Ic gradient barométrique.

Le gradient barométrique est donc en quelque sorte le coefficient d'inclinaison des isobares. On peut le définir ainsi :

« Le gradient barométrique est la diminution de pression^ exprimée « en millimètres de mercure, que l'on observe entre deux points ^ séparés i* l'un de l'autre par l'unité de distance, et situés sur une perpendicu- « laire commune à deux isobares voisines. »

La pratique a démontré que la distance qui séparait deux isobares correspondant à une différence de pression d'un millimètre de mercure, était toujours géographiquement très considérable. Pour avoir, dans la valeur du gradient, des chiffres maniables, on a pris comme unité de longueur, pour cette application spéciale, le degré terrestre (1 degré = 60 milles marins = 111 kilomètres, 1 1 1 ).

Et Ton voit que, dans ces conditions :

Pour avoir la valeur numérique du gradient entre deux points situés sur une normale, commune à deux isobares, on fait le quotient de la diffé-

LE VENT EST INCLINÉ SUR LA DIRECTION DU GRADIENT. i25

7*ence dépression entre ces deux points j mesurée en millimètres de mercure^ par la distance qui les sépare^ cette distance étant mesurée en degrés terrestres.

Les vents faibles correspondent à des valeurs du gradient comprises entre o et i ; les brises et bonnes brises sont caractérisées par des valeurs de gradient comprises entre r et 2 ; le « frais » correspondrait à peu près à la valeur de 3 du gradient; au-dessus de 4 c'est la tempête.

Telle est cette notion simple et essentielle du gradient barométrique.

On peut, du reste, comme nous Tavons déjà dit, se figurer (car ce n'est qu^une image) les molécules d'air comme des billes roulant sur la pente des surfaces isobares, et tombant d'autant plus vite que celles-ci sont plus inclinées, c'est-à-dire que le gradient est plus fort.

Le vent est incliné sur la direction du gradient.

Le gradient étant, en quelque sorte, la « ligne de plus grande pente » des surfaces isobares le long desquelles on peut se représenter le glissement des molécules d'air, celles-ci se dirigeraient toujours dans le sens de cette plus grande pente, comme des billes qui rouleraient sur un plan incliné. Le vent devrait donc, théoriquement du moins, souffler dans le sens du gradient.

Les choses se passeraient ainsi si la Terre était immobile \ mais elle ne Test pas, animée qu'elle est d'un mouvement de rotation autour de la ligne de ses pôles. Du fait de ce mouvement, les corps en mouvement à sa surface seront toujours déviés de la direction de leur trajectoire, à droite dans rhémisphère nord, à gauche dans l'hémisphère sud. Il n'y a que sous l'équateur même que la force déviante est nulle.

Notre image des billes tombant sur une pente inclinée peut nous servir de nouveau pour la démonstration de ce fait. Prenons un abat-jour renversé, très évasé, et faisons tomber des grains de plomb à la périphérie de son ouverture la plus large; si l'abat-jour est immobile, les grains de plomb tomberont en ligne droite vers son centre ; mais, si on le fait tourner, on verra les grains de plomb tomber en décrivant des courbes inclinées, des spirales d'autant plus ouvertes que la vitesse de rotation sera plus grande.

La conséquence de cela, est que le vent, au lieu d'être perpendiculaire

126 LE TEMPS QiriL FAIT.

aux isobares, se trouve oblique par rapport à elles; cent obliquité augmente de réquateur aux pôles, où la direction du vent tend à devenir tangente aux lignes isobares.

L'inclinaison du vent sur le gradient, c'est-à-dire la « déviation », dépend aussi de sa vitesse; elle est plus marquée pour un vent fort que pour un vent faible. Elle dépend aussi des causes qui peuvent modifier cette vitesse, c'est-à-dire du frottement des molécules d'air contre la surface terrestre. Si ce frottement est fort, il y a un « freinage » énergique, et la vitesse du vent se trouve réduite; la déviation est donc moins considérable, et la direction du vent s'écarte moins de celle du gradient : cela se produit sur les surfaces continentales, à cause des aspérités de toutes sortes qui les hérissent.

Si, au contraire, le frottement est faible, comme cela a lieu au-dessus des mers, le « freinage » étant moindre^ la vitesse du vent n*est que peu diminuée; celui-ci est donc plus fort, sa déviation a donc une valeur plus considérable, et la direction du vent, s'écartant davantage de celle du gradient, se rapproche de celle d'une tangente aux isobares correspondantes. C'est ce dernier cas qui est le plus fréquent sur mer; aussi les vents y sont-ils presque tangents aux isobares. C'est une considération importante pour la théorie des cyclones qui soufflent sur les mers des régions tropicales.

Inclinaison réelle des surfaces isobares.

Pour ne pas donner au lecteur une fausse idée de l'état des « surfaces isobares », nous allons essayer de fixer la valeur réelle de leur inclinaison.

Considérons deux isobares entre deux points desquelles le gradient soit égal à l'unité : cela veut dire que, à la surface du sol, ces surfaces isobares découpent des courbes isobares, tracées sur la carte météorologique, et que la plus courte distance de ces deux isobares de la carte est un degré terrestre, soit 1 1 1 kilomètres, 1 1 1 mètres.

D'autre part, le gradient étant égal à i , cela veut dire que les isobares correspondent à une différence de pression de i millimètre. Or, pour trouver, en s'élevant dans l'atmosphère, au point A situé sur la première isobare, la diminution de pression de i millimètre qui correspond à la se-