Sujet 4 Formation des nuages - Groupe des Sciences de l`Atmosphère

Sujet 4
Formation des nuages
Gouttelettes de nuage
En observant le changement du temps au jour le jour certaines questions se posent: Qu'est-ce qu'un
nuage? Qu'est-ce que l'humidité? Comment et pourquoi se forment les nuages? Pourquoi ils
présentent des formes si variées?
Qu'est-ce un nuage?
Chacun sait que la partie visible des nuages est composée de gouttelettes ou de cristaux de glace de
faibles dimensions en suspension dans l'air.
Les nuages sont donc constitués de fines particules d'eau assemblées à l'état liquide (nuages de
gouttelettes) où à l'état solide (nuages de cristaux de glace ou de neige) en masses d'épaisseur,
d'étendues et de formes variables qui flottent dans l'atmosphère. Leur couleur est due à la diffusion
par les particules composant le nuage de tous les rayons visibles incidents provenant du Soleil ou de
la Lune et aussi du ciel et du sol.
Taille et nombre de gouttelettes dans un nuage
Le diamètre des gouttelettes de nuage est compris entre 0,004 et 0,1 millimètre, mais oscille le plus
souvent autour de 0,02 millimètre. Ces gouttelettes tombent en air calme avec une vitesse de l'ordre
de quelques centimètres par seconde. Un courant ascendant très faible est alors suffisant pour leur
permettre de se maintenir dans l'air ou même de s'élever. La vitesse de chute des gouttelettes
correspond à l'équilibre entre la résistance de l'air, qui est proportionnelle au rayon des gouttelettes
et le poids des gouttelettes qui est proportionnel au cube du diamètre. Les grosses gouttelettes de
diamètre supérieur à 0,1 millimètre ont des vitesses de chute de l'ordre du mètre par seconde et les
grosses gouttes de pluie de 5 millimètres de diamètre atteignent des vitesses de 8 mètres par
seconde. Au-delà de 5 millimètres de diamètre, les gouttes deviennent instables et se brisent
spontanément. Dans la nature, les courants ascendants assez fort pour maintenir ces grosses
gouttelettes (entre 0,1 mm et 5 mm) en l’air existent seulement dans des orages très intenses qui
sont plutôt rares. Une fois libérées du nuage, ces grosses gouttelettes tombent sous forme de
précipitation (bruine pour les pour fines et pluie pour les plus grosses). La limite de 0,1 millimètre
est choisie (quelque peu arbitrairement) pour trancher entre : goutte de nuage et goutte de pluie.
source: Wallace et Hobbs 1977 p.173
Figure 4-1: Comparaison des tailles, concentrations et vitesses de chute de quelques
particules impliquées dans la composition des nuages et des précipitations.
4-1
Les flocons de neige ou cristaux de glace ont, à poids égal comparativement aux gouttelettes d’eau,
une vitesse de chute plus faible (de l'ordre du millimètre par seconde pour les particule de nuage et
d'un mètre par seconde pour la neige) à cause de leurs formes, la résistance de l'air est considérable.
Le nombre de gouttelettes en fonction de leur taille (spectre de taille de gouttes) dépend du
processus de formation du nuage. En général, les nuages formés en masses d'air continentales sont
constitués d'un grand nombre de petites gouttelettes alors que les nuages des masses d'air maritimes
ont des concentrations de gouttelettes plus faibles mais de taille plus élevée. On expliquera ce
phénomène plus tard.
source: Pruppacher et Klett 1980 p.15
Figure 4-2: Spectre de tailles des gouttelettes pour différents types de nuages. Les échantillons de
Cumulus ont été pris à 2000 pieds au-dessus de la base du nuage, les données pour les stratus
orographiques et les stratus épais (dark stratus) sont des moyennes. Notez le changement d’échelle de
l’ordonnée d’une figure à l’autre. a) Nuages orographiques au-dessus d'Hawaii, ; b) Stratus épais audessus de Hilo (Hawaii), ; c) Cumulus au-dessus du Pacifique au large de la côte d'Hawaii, ; d)
Cumulus continental au-dessus des Blues Mts. près de Sydney, Australie; (Source: The Physics of
Rain Clouds par N.H. Fletcher, Cambridge University Press, 1962a)
Changements de phase
Mais quels mécanismes sont à l'origine de la formation de ces gouttelettes? Les processus de
formation des nuages sont complexes et très variés, mais ils amènent toujours à la condensation ou
solidification de la vapeur d'eau. Les changements de phase (vapeur d'eau à l'eau liquide, l'eau à la
glace, etc.) ont des rôles primordiaux dans la formation des nuages.
La vapeur d'eau est un gaz inodore et incolore qui se mélange librement avec d'autres gaz. Au
contraire de l'oxygène, de l'azote et autres, aux températures rencontrées dans notre atmosphère, la
vapeur d'eau peut exister en trois phases (liquide, vapeur, glace) aux températures et pressions
caractéristiques de la surface de la Terre. L'air le plus limpide contient toujours de la vapeur d'eau
même s'il ne constitue qu'une infime fraction. Son pourcentage varie de 0 à 4 % par volume. Mais
son importance pour la météorologie est bien plus important que son pourcentage...
4-2
Les changements de phase possibles sont:
vapeur ‹—————› liquide (condensation, évaporation)
liquide ‹—————› solide (solidification ou congélation, fusion ou liquéfaction)
vapeur ‹—————› solide (déposition, sublimation)
Pendant un changement de phase, il y a absorption ou dégagement de chaleur comme montre la
figure ci-dessous. Dans la formation des nuages, les mécanismes les plus importants sont ceux
allant de droite à gauche: des changements qui vont dans la direction d'une augmentation de l'ordre
moléculaire.
source: Lutgens et Tarbuck 1986 p.82 (Notez 1 calorie (cal) = 4,1855 Joules (J)) Les chaleurs dégagées sont pour les
températures et pressions normales (autour de 0C et 1012 hPa)
Figure 4-3
L'unité de mesure de la chaleur est la calorie (cal); une calorie est la quantité de chaleur nécessaire
pour augmenter de 1°C la température de 1 gramme d'eau pure (1 calorie (cal) = 4,1855 Joules (J)).
En certaines conditions, un corps peut absorber ou dégager de l'énergie sans changement de sa
température. Par exemple si on fournit de la chaleur à une masse de glace (0°C) la température reste
constante jusqu'à que toute la glace soit fondue. Où va cette chaleur? Dans ce cas, la chaleur est
utilisée pour rompre la structure cristalline interne de la glace. Puisque cette chaleur ne provoque
pas un changement de température, on l'appelle chaleur latente. Cette énergie sera dégagée si jamais
le liquide se resolidifie. La chaleur latente joue un rôle très important dans le déroulement de
certains phénomènes atmosphériques.
Évaporation : Passage de l'état liquide à l'état gazeux. Il faut approximativement 600 calories (2511
J) pour convertir un gramme d'eau liquide en un gramme de vapeur d'eau. Cette énergie est utilisée
pour augmenter l'énergie cinétique (vitesse de déplacement) des molécules d'eau qui auront à
traverser la surface (tension) du liquide. Cette chaleur est libérée quand la vapeur retourne à l'état
liquide. C'est la chaleur latente de vaporisation.
Parce qu'il utilise le chaleur, L'évaporation est un processus qui provoque le refroidissement de
l’environnement lorsqu'il n'y a pas d'apport d'énergie extérieur. Par exemple, ce sont les molécules
d'eau les plus énergétiques qui s'échapperont de la surface liquide. Ainsi l'énergie cinétique (vitesse
de déplacement) moyenne des molécules (la température) qui restent diminue.
Condensation : C'est le processus inverse de l'évaporation, le passage de l'état gazeux à l'état liquide.
Dans ce changement de phase, il y a dégagement de chaleur latente et un réchauffement de
l'environnement.
4-3
Fusion : C’est le changement de l'état solide à l'état liquide. L'énergie nécessaire pour détruire la
structure cristalline d'un gramme de glace est de 80 calories (335 Joules) La solidification est le
processus inverse. Il y a libération de 80 calories (335 Joules) pour chaque gramme d'eau qui se
transforme en glace (chaleur latente de fusion).
Sublimation : C'est le terme qui désigne la conversion de solide en gaz sans passer par l'état liquide.
La chaleur latente de sublimation est de 680 calories (2866 Joules) par gramme. Le processus
inverse est la déposition. Le passage d'un gramme de vapeur d'eau à un gramme de glace libère 680
calories ou 2866 Joules (chaleur latente de sublimation). À noter que la chaleur latente de
sublimation est égale à la chaleur latente d'évaporation plus la chaleur latente de fusion.
Humidité relative
L'humidité : C'est le terme utilisé pour décrire la quantité de vapeur d'eau dans un volume d'air. On
utilise plusieurs méthodes pour exprimer de façon quantitative cette grandeur. Entre autres:
L'humidité absolue, le rapport de mélange, et l'humidité relative. Mais avant de considérer chacune
de ces définitions il est important de comprendre le concept de saturation.
Lutgens et Tarbuck 1986 p.84
Figure 4-4: Illustration schématique de la pression de vapeur et de la saturation. On
peut remplacer l'air sec par le vide sec et le processus est exactement pareil.
4-4
Imaginons un contenant fermé et rempli à moitié d'eau et à moitié d'air sec (ou le vide) (voir figure
4.4). On sait que la température est la mesure de l'énergie cinétique des molécules. Puisque l’eau a
une température supérieure au zéro absolu (supérieure à 0 K, -273°C), les molécules de l'eau sont en
mouvement permanent. Les plus énergétiques vont réussir à rompre les liens qui les unissent aux
autres molécules d'eau et s'échappent en forme de vapeur d'eau. C'est l'évaporation.
Au fur et à mesure que l'eau s'évapore on détecte une faible augmentation de pression de l'air audessus de la surface d'eau. Cette augmentation est due au mouvement des molécules d'eau qui se
sont additionnées à l'air (ou le vide) par évaporation. Dans l'atmosphère, cette pression qui est due à
la présence seulement de la vapeur d'eau est appelée pression ou tension de vapeur. La tension de
vapeur est définie comme la fraction de la pression atmosphérique totale qui est attribuable à la
quantité et au mouvement de molécules de vapeur d'eau.
Les molécules d'eau qui existent dans l'air ne sont pas au repos. Un certain nombre frappe la
surface libre du liquide et réintègre l'eau; c'est à dire, passe de l'état gazeux à l'état liquide. Plus il y
a de molécules d'eau dans l'air plus il y en aura qui retourneront à l'état liquide. À un moment donné,
le nombre de molécules qui passe à l'état de vapeur est égal au nombre de molécules qui passe à
l'état liquide. A ce moment, l'air (ou volume qui était vide) est dit "saturé" ce qui veut dire que le
nombre de molécules de vapeur d'eau que volume contient ne varie plus. Le système est en
équilibre. Quand l'air est saturé la pression partielle exercée par la vapeur d'eau est appelée pression
(ou tension) de vapeur saturante.
Cependant, si on augmente la température de l'eau du contenant, les molécules ont plus d'énergie et
une plus grande quantité d'eau s'évapore avant d'atteindre l'équilibre entre les deux phases. Par
conséquent la pression (ou tension) de vapeur saturante dépend de la température et augmente avec
celle-ci. Ce qui veut tout simplement dire qu'à des températures plus élevées il doit y avoir plus de
vapeur d'eau dans l'air pour que celui-ci soit saturé. On peut maintenant apprécier mieux les
différences entre les méthodes les plus familières de mesurer le contenu de vapeur d'eau dans l'air.
Humidité absolue: C'est la masse de vapeur d'eau contenue dans l'unité de volume d'air
(normalement Kilogrammes de vapeur d'eau par mètre cube d'air). Cependant, les variations de
température et pression peuvent changer le volume. Quand le volume change, son humidité absolue
change elle aussi, même s'il n'y a aucun apport ou perte de vapeur d'eau. Par conséquent, il est
difficile de connaître l'humidité absolue d'une parcelle d'air. Les météorologistes utilisent plutôt le
rapport de mélange (voir ci-dessous) pour caractériser l'humidité des parcelle d'air.
Rapport de mélange: C'est la masse de vapeur d'eau contenue dans l'unité de masse d'air sec
(Kilogrammes de vapeur d'eau par kilogramme d'air). Puisqu'il est mesuré en termes de masse, le
rapport de mélange actuelle ne dépend ni de la pression ni de la température des parcelles d'air. La
limitation de cette méthode est la difficulté à mesurer directement la quantité de vapeur d'eau
existante dans une masse d'air. On peut heureusement obtenir le rapport de mélange et l'humidité
absolue en utilisant d'autres mesures de humidité tels que l'humidité relative, température de la
thermomètre mouillé ou du point de rosée. Dans le sujet 1, on a expliqué comment on évalue
l'humidité relative à partir de la température de thermomètre mouillé ou de point de rosée.
Humidité relative: L'humidité relative est par définition le rapport entre la quantité de vapeur d'eau
dans une parcelle (le rapport de mélange actuel) par rapport à la quantité maximale de vapeur d'eau
que la parcelle peut contenir (le rapport de mélange à la saturation) qui dépend surtout de la
température (Voir le tableau 4.1) et en moindre mesure de la pression. En d'autres mots: l'humidité
relative compare la quantité d'eau présente dans l'air et la quantité qu'il faudrait pour saturer ce même
volume d'air à la même température.
4-5
source: Lutgens et Tarbuck 1986 p.86
Figure 4-5: À température constante, l’humidité relative augmentera avec la quantité
de vapeur d’eau qui sera ajouté dans l’air. Ici, parce que la température reste constante, la
capacité (rapport de mélange à la saturation) reste constante à 20 grammes par
kilogramme et l’humidité relative passe de 25% à 100% à mesure que la quantité de
vapeur d’eau est augmentée par un apport d'exterieur.
source: Lutgens et Tarbuck 1986 p.87
Figure 4-6: Lorsque la quantité de vapeur d’eau (rapport de mélange) reste constante,
l’humidité relative peut être modifiée par l’augmentation ou la diminution de la
température de l’air. Dans cet exemple, le rapport de mélange reste à 3,5 grammes par
kilogramme. La baisse de température de 20°C à 0°C cause une diminution de la capacité
de l’air (rapport de mélange à la saturation) de contenir de la vapeur d’eau et cause donc
une augmentation de l’humidité relative.
Cette mesure d'humidité nous indique comment l'air est proche de la saturation. Sa valeur peut
changer de deux façons: par apport ou perte de vapeur d'eau (figure 4-5) ou par changement de la
température (fig. 4-6).
Tableau 4.1 Rapport de mélange (Kg de vapeur d'eau par Kg de l'air sec) à la saturation selon la
température (à une pression 1013 hPa).
T(C)
-2
0
2
4
6
8
10
12
14
16
18
20
Rap. de 0.0033 0.0038 0.0044 0.0050 0.0058 0.0067 0.0076 0.0087 0.0100 0.0114 0.0129 0.0147
Melang
Kg/Kg
4-6
L'air, originalement peu humide, peut devenir très humide en se déplacent sur un océan, un grand
lac, etc. Dans la nature le changement de l'humidité relative a lieu typiquement de trois façons:
1) Changement dû à la variation journalière de température: la température augmente vers l'aprèsmidi et sa capacité de contenir de la vapeur d'eau (le rapport de mélange à la saturation) augmente
également. S'il n'y a pas d’apport d'eau sous forme de vapeur, l'humidité relative de l'air décroît.
(voir graphique ci-dessous).
source: Lutgens et Tarbuck 1986 p.88
Figure 4-7: Variation journalière typique de la température et de l’humidité relative
lors d’une journée d’été à Washington, D.C.
2) Changement à cause du déplacement horizontal de l'air sur les sources d'humidité ou de chaleur.
C'est le cas, par exemple, d'une masse d'air continental (sec) qui traverse les grands-lacs et
devient humide par apport de vapeur d'eau due à l'évaporation. Ou encore d'une masse d'air
chaude qui, en contact avec une surface froide, se refroidit et devient saturée.
source: Environnement Canada p.137
Figure 4-8
3) Changement dû aux mouvements verticaux (voir ci-dessous).
4-7
Les processus de condensation:
Pour que la condensation soit possible il faut que l'air soit saturé et qu'il existe une surface sur
laquelle l'eau puisse condenser. Un des grands problèmes dans la formation des nuages est que
pour que les transitions de phase (condensation, sublimation, solidification) se réalisent, il ne suffit
pas que l'air soit saturé. Il faut que les molécules s'arrangent dans les structures spécifiques. On
appel la structuration des molécules : "vaincre une "barrière d'énergie" ou énergie de nucléation".
Par exemple, pour former une goutte d'eau il faut "construire" la surface libre de la goutte. Plus la
goutte est petite plus cette tache est difficile (voir la figure 4.9). C’est ce qu’on appelle l’effet de
courbure et cet effet peut s’expliquer par la structure des molécules d’eau.
Une molécule d’eau est composée d’un atome d’oxygène et de deux atomes d’hydrogène (H2 O).
Ces atomes sont arrangés de telle façon qu’une extrémité de la molécule est chargée positivement
alors que l’autre extrémité est chargée négativement. Dans une gouttelette, les molécules d’eau
peuvent se tenir ensemble car l’extrémité négative d’une molécule attire l’extrémité positive d’une
autre molécule. Sur une surface d’eau plane, chaque molécule d’eau est attirée par sa voisine mais si
la surface de l’eau est courbée (comme une gouttelette), les molécules de la surface possèdent
moins de voisines. La force qui retient une molécule à la surface d’une gouttelette est donc plus
faible et cette force peut se briser plus facilement (évaporation des molécules) et il sera plus difficile
de réintégrer des molécules de vapeur d'eau. Pour que la gouttelette ne s’évapore pas (donc une
équilibre entre les molécules qui s'échappent et ceux qui réintègrent), l’air qui l’entoure doit
contenir beaucoup plus de vapeur d’eau que l’air qui se trouve au-dessus d’une surface plane.
Figure 4-9: L’effet de courbure: Parce qu’une petite gouttelette est
plus courbée qu’une grande gouttelette, chaque molécule d’eau de sa surface
possède moins de voisines pour la retenir dans la gouttelette.
L’évaporation (molécules qui s'échappent) est donc plus importante. Des
petites gouttelettes peuvent s’évaporer à cause de l’effet de courbure alors
qu’au même moment, des gouttelettes plus grosses peuvent être en
équilibre avec l’environnement.
4-8
La tension de vapeur d’eau (quantité des molécules) autour de la gouttelette petite est alors
beaucoup plus grande que la tension de vapeur d’eau au-dessus d’une surface plane. Plus une
goutte est grosse, moins sa courbure est grande et la tension de vapeur d’eau qui l'entour est donc
plus faible.
C’est donc dire que si l’air est saturé par rapport à une surface d’eau plane, il n’est pas saturé par
rapport à une goutte d’eau pure courbée et cette goutte s’évaporera. On doit donc utiliser un
standard pour définir la saturation et on utilise toujours la surface plane. Cela veut dire
que que l'air peut avoir une humidité relative de 100% (toujours calculée par rapport à
une surface plane) mais les petite gouttes peuvent évaporer. Pour que la gouttelette ne
s’évapore pas ou continue à grossir, l’humidité relative de l’air doit être supérieure à 100%
(toujours par rapport à une surfce d'eau plane), et on dit alors que l’air est sursaturé. Plus la
gouttelette est petite, plus l’air doit être sursaturé pour la maintenir en équilibre.
Un autre effet contrebalance partiellement l’effet de courbure. Il s'agit de l’effet de solution. Si de la
vapeur d’eau se condense sur une particule soluble (du sel par exemple), cette particule se dissout et
forme avec l’eau une solution. En effet, la présence de particules en solution renforce les liens qui
tiennent entre elles les molécules d’eau. La tension de vapeur d’eau est moins grande autour
d'une gouttelette de solution qu'autour une gouttelette d’eau pure de même taille. Une
gouttelette de solution peut alors grossir dans un environnement où l’humidité relative est plus
faible que l’humidité requise pour faire grossir une gouttelette d’eau pure
Figure 4-10: L’effet de solution: Si une petite gouttelette de nuage
se condense sur une particule de sel et le dissolve, formant ainsi une
solution, elle peut grossir dans le même environnement où une gouttelette
d’eau pure ne grossira pas.
Tous les processus pour réaliser des gouttes ou flocons sont appelés processus de nucléation. La
présence des surfaces où l'eau peut se condenser facilite la nucléation de la vapeur d'eau. Tout près
de la surface les objets et le sol sont des surfaces idéales. L'air dans les très basses couches ne
devient jamais sursaturé. En altitude, l'atmosphère contient une grande quantité de particules de taille
inférieure ou égale à un micromètre (0,001 millimètres), les aérosols. Ces particules sont d'origine
terrestre et même extraterrestre. Les volcans, les sols, les gouttes d'eau de mer, les incendies
constituent quelques sources d'aérosols. Parmi les aérosols, il y en a qui sont des sels solubles, ou
de taille assez grande pour permettre la condensation de la vapeur à des valeurs d'humidité relative
de 101% (par rapport à une surface d'eau plane). L'air doit donc devenir légèrement sursaturé par
rapport à l'eau avant que les gouttes de nuages commencent à se former. Les particules qui facilitent
4-9
la condensation sont appelées noyaux de condensation. Il y a plusieurs types de noyaux de
condensation les plus importants étant ceux qui sont solubles dans l'eau (hygroscopiques).
Pour que la nucléation solide se réalise (solidification, sublimation) il faut la présence d'autres
particules qu'on appelle noyaux de congélation. Ils sont plus rares, dans l'atmosphère, que les
noyaux de condensation. Ces particules ont, en général une structure cristalline géométriquement
semblable aux cristaux de glace. (un exemple c'est l'iode d'argent, AgI). À cause de la rareté de ces
noyaux l'air peut avoir des sursaturations (par rapport à une surface plane d'eau) très élevées lorsque
la température est inférieure à 0°C.
La condensation de la vapeur d'eau, ainsi que la formation des nuages et des brouillards, est surtout
produite par le refroidissement des masse d'air humide. Un exemple de ce mécanisme nous est
familier; nous avons tous observé la buée qui se dépose sur la face extérieure d'une bouteille d'eau
qui sort d'un réfrigérateur dans une pièce chaude et humide (l'été). L'air dans la pièce n'est pas
saturé mais il le devient en se refroidissant au contact de la bouteille froide. Lorsque l'air devient
saturé à des températures inférieures à 0°C, la condensation s'opère non plus sous forme d'eau, mais
sous forme de glace; c'est ainsi que par les nuits très froides, ce sont des cristaux de glace (givre) et
non des gouttelettes d'eau (rosée) qui se déposent sur les surfaces refroidies.
Résumé: Les processus de condensation dans l'atmosphère sont complexes et très variables. Les
facteurs qui influencent la condensation dans l'atmosphère sont la quantité de vapeur existante par
unité de masse d'air et la température. Quand l'humidité relative est de 100% on dit que l'air est
saturé. À mesure que la température augmente la capacité de tenir l'eau en forme de vapeur
augmente. À l'inverse, quand l'air refroidit sa capacité à contenir de la vapeur d'eau diminue. La
température à laquelle l'air devient saturé est le point de rosée de la masse d'air. Si la température
continue de diminuer, l'humidité relative dépasse 100% et une partie de la vapeur d'eau se condense
si la masse d’air contient des noyaux de condensation ou de congélation en nombre suffisant. Il y a
de la nucléation: les molécules s'unissent et forment des gouttelettes microscopiques. Ces
gouttelettes d'eau liquide peuvent exister en état de surfusion à des températures aussi basses que 40°C quand il n'y a pas de noyaux de congélation. On dit que les gouttelettes sont surfondues parce
que la température à laquelle l'eau solidifie normalement est 0°C.
Causes de refroidissement
Il existe deux types de processus capables de provoquer le refroidissement de l'air nécessaire à la
condensation :
a) ceux qui agissent seulement en "surface" ou sur une faible épaisseur, soit par le contact de l'air
avec une surface froide, soit "par mélange" de deux masses d'air contiguës au voisinage de leur
surface de séparation. Ils ont pour conséquence les brouillards (d'advection) ou des couches
nuageuses peu épaisses (nuages de turbulence) qui provoquent des faibles précipitations ou pas
de précipitation du tout.
b) ceux qui s'exercent en "volume". Ils entrent en jeu chaque fois qu'une masse d'air a un
mouvement ascendant qui l'amène à une hauteur où la pression est moindre. Le volume de la
parcelle augmente alors, elle se détend.
En effet, lorsqu’une parcelle d'air se détend (prend de l’expansion), elle accomplit un travail sur l'air
environnant (contre la pression de l'air ambiant). S'il n'existe pas un apport d'énergie de l'extérieur,
la parcelle utilise son énergie interne (l'énergie cinétique ou vitesse de déplacement des molécules)
pour la réalisation de ce travail ce qui réduit sa température en vertu de la loi de la conservation de
l’énergie (première loi de la Thermodynamique). Cette loi dit que, sans apport extérieur d’énergie,
l’énergie totale propre à la parcelle ne peut ni augmenter ni diminuer. L’énergie qu’utilise la
parcelle pour prendre de l'expansion doit donc être équilibrée par une diminution de son énergie
4-10
interne et donc sa température. Dans l'atmosphère, assez loin du sol (plus que 100 m), les sources
importantes extérieures d'énergie sont rares et sont négligeables par à l'énergie nécessaire pour faire
une détente. Quand l'apport d'énergie de l'extérieur est négligeable on parle d'un système
adiabatique, c’est-à-dire qu’il n'y a pas d’échange de chaleur entre le système et l'extérieur.
Ce taux de décroissance de la température du à la détente lors un ascension, appelé taux
adiabatique sec, est 1 C par 100 mètres.
Lorsque la condensation se produit, la chaleur latente de condensation dégagée réduit l'abaissement
de température. La décroissance de température des masses d'air en ascendance devenues
nuageuses, appelée le taux adiabatique mouillé, est donc moins rapide (0,6 C par 100
mètres). Les mouvements ascendants, bien que lents mais continus, causent des détentes
considérables en transportant à une altitude plus élevée, par conséquent dans une région de plus
faible pression, des grandes masses d'air humides.
On peut en définitive affirmer que les mouvements ascendants d'air constituent la principale cause
de condensation de la vapeur d'eau dans l'atmosphère et de la formation des nuages. Le
refroidissement thermique associé avec l'ascendance est voisin de 1°C par 100 mètres d'élévation
dans l'air non-saturé (le taux de l'adiabatique sèche) et varie entre 0,5°C et 0,7°C par 100 mètres
dans de l'air qui condense (le taux de l'adiabatique mouillé). Inversement l'air animé de
mouvements descendants se comprime donc se réchauffe, à raison de 1°C par 100 mètres de
descente. Si cet air contient de l'eau condensée, la quantité d'eau liquide en suspension (le nuage)
s'évapore, les nuages s'amincissent et même disparaissent; l'air peut redevenir limpide; c'est l'effet
Chinook (en Amérique) ou föhn (en Europe).
La vapeur d'eau se condense dans l'air sous forme liquide ou solide selon que la température est
supérieure ou inférieure à zéro et selon les noyaux de congélation présents. Dans le cas de la glace,
la vapeur d'eau condensée se présente sous forme de cristaux appartenant au système hexagonal.
Les sources de mouvement vertical
Les nuages sont surtout dus au refroidissement de l'air provoqué par le mouvement vertical
ascendant (diminution de pression) des parcelles d'air. Des mouvements verticaux se produisent
partout dans l'atmosphère. Pour qu'un nuage se forme, il faut que la parcelle s'élève assez pour
qu'elle se refroidisse suffisamment. Si une parcelle contient peu d’humidité (faible humidité
relative), il faut que la diminution de pression, donc le mouvement ascendant, soit assez important
pour que la condensation se produise. Pour une parcelle déjà près de la saturation, il ne faut que peu
de mouvement ascendant pour enclencher la condensation. Le taux de mouvement vertical varie
selon la taille des systèmes.
Par exemple, pour une averse isolée qui a une taille horizontale d'environ quelques kilomètres, le
mouvement vertical est autour de 0,5 à 5 mètres par seconde ce qui se traduit par un taux de
refroidissement d’environ 1°C par 100 secondes. Pour les parcelles d'humidité ordinaires (50%), un
refroidissement de 10°C est suffisant pour produire la saturation. C'est-à-dire que la parcelle devient
saturée après un déplacement vertical de l'ordre de 1 km ce qui prends environ 1000 secondes (20
minutes).
Par contre, pour les grandes zones de nuages (de 1000 kilomètres carrés) vu des satellites, le
mouvement vertical de l'air n'est que de l'ordre de quelques centimètres par secondes. Cependant ces
zones de mouvement vertical sont très grandes et durent plusieurs heures, voir plusieurs journées.
4-11
Figure 4-11: L’air ascendant se
refroidit au taux de l’adiabatique sèche
de 10°C par 1000 mètres jusqu’à ce
que l’air devienne saturé et que la
condensation commence (formation
du nuage). À mesure que l’air
continue de monter, la chaleur latente
dégagée par la condensation diminue
le taux de refoidissement. Le taux de
refroidissement
de
l’adiabatique
mouillée est donc toujours plus faible
que le taux de l’adiabatique sèche.
source: Lutgens et Tarbuck 1986 p.93
Il y a une grande différence entre les causes du mouvement vertical de grandeur différentes. Plus
tard, lorsque nous discuterons des grands systèmes météorologiques, nous parlerons des causes de
mouvement vertical à la grande échelle. Cependant, nous pouvons discuter des forces qui produisent
le mouvement vertical à l'échelle des averses, que nous appelons l'échelle de convection où
l'instabilité de l'air est la source du mouvement vertical.
Stabilité de l'air
Les termes stabilité et instabilité ont, dans l'atmosphère, la même signification que lorsqu'ils sont
utilisés pour des objets ordinaires. Nous pouvons dire qu'un objet est instable s'il s'éloigne sa
position originale après avoir été déplacé et qu'un objet est stable s'il retourne à sa place
après en avoir été chassé.
Objet stable
Objet instable
source: Environnement Canada p.72
F i g u r e 4 - 1 2 : L’objet est stable s’il retourne à sa place originale après en avoir été chassé.
Imaginons maintenant une bulle d'air avec une fine pellicule flexible qui lui permet de se dilater mais
l'empêche de se mélanger avec l'air ambiant. Si on force cette bulle à monter dans l'atmosphère, sa
température diminue à cause de l'expansion. Comme il n'y a pas d’échanges de masse ni de chaleur
avec l'extérieur, ce refroidissement s'appelle adiabatique. Il peut arriver trois situations
représentées dans la figure qui suit.
4-12
source: Environnement Canada p.72
Figure 4-13: La stabilité est reliée à la température en altitude et au refroidissement adiabatique. Dans les trois
situations, le ballon est rempli au niveau de la mer avec de l’air à 31°C, porté en altitude jusqu’à 5 000 pieds, puis
relâché. Le ballon se refroidit jusqu’à 16°C (avec un gradient adiabatique sec de 3°C par 1 000 pieds).
Mais la température de l’air ambiant en altitude diffère pour chaque cas. Le ballon de gauche se refroidissant
adiabatiquement, demeure plus chaud et plus léger que l’air environnant et il s’élèvera spontanément aussitôt qu’on
l’aura relâché, l’air est donc instable.
Le ballon illustré au centre, va descendre lorsqu’on le libèrera, l’air contenu dans son enveloppe étant plus froid que
l’air environnant, il ne pourra monter spontanément. L’air est donc stable, il résiste à une force ascentionnelle. Le
ballon de droite possède la même température que celle de l’air environnant, il demeure donc sur place aussi
longtemps qu’il n’existe pas de différences de densité pour le faire se déplacer verticalement. En résumé, une masse
d’air dans laquelle la température décroit rapidement avec l’altitude favorise l’instabilité alors que si la température ne
change que très peu ou pas du tout avec l’altitude, cela favorise la stabilité.
Dans la situation représentée à gauche, même si l'air se refroidit, il demeure plus chaud que l'air
ambiant, plus dense, ce qui force le ballon à prendre de l'altitude à cause de la poussé d'Archimède
(force de bouée. C'est à dire que l'air plus chaud est moins dense que l'air dans ses environs qui
produit une force sur l'air chaud vers le haut. Dans cette situation l'air est instable et on verra se
développer ce qu'on appelle un courant convectif ascendant. L'instabilité de l'air cause le mouvement
vertical.
Dans la situation représentée au centre, l'air se refroidit de la même valeur mais l'air ambiant est plus
chaud que la bulle. La bulle est renvoyée à sa position originelle par la poussée d'Archimède (force
de bouée). L'air est stable dans ce cas.
Dans la dernière situation, la température de l'air contenu dans la bulle et celle de l'air est identique.
La bulle demeure sur place, cette condition est dite de neutralité.
Profil de température et stabilité de l'air
Le profil de température est un graphique qui nous donne la température de l'air en fonction de la
hauteur. En connaissant le profil de température (variation sur le plan vertical) on peut connaître la
stabilité de l'atmosphère par rapport aux déplacements d'une parcelle d'air. La façon de procéder est
de comparer la température de l'air ambiant à chaque niveau avec la température qu'une parcelle d'air,
venue d'en haut ou d'en bas, aurait quand elle arrive à ce même niveau. Il ne faut pas confondre la
notion de profil de température ambiant avec le taux de refroidissement adiabatique d'une parcelle
4-13
d'air qui se déplace verticalement. Le premier est la température de l'atmosphère telle que mesurée
par les ballons météorologiques ou avions, le deuxième est le changement de température subit par
la parcelle à cause de son déplacement vertical.
Il y a deux situations à considérer: 1) le cas où pendant le mouvement vertical la vapeur ne se
condense pas; 2) le cas ou pendant l'ascension il y a condensation de vapeur, donc dégagement de
chaleur latente et réchauffement de la parcelle d'air. Voir les figures 4-14 à 4-16:
source: Lutgens et Tarbuck 1986 p.95
Figure 4 - 1 4 : La stabilité absolue prévaut quand le taux de
refroidissement de l’environnement est moins grand que le taux de
l’adiabatique mouillée. (a) La parcelle d’air montante est toujours plus
froide et donc plus dense que l’air environnant. (b) Représentation
graphique des conditions montrées en (a).
source: Lutgens et Tarbuck 1986 p.96
F i g u r e 4 - 1 5 : Illustration d’instabilité absolue en utilisant le profil de
température de l’environnement diminue 12°C par 1000 mètres. (a) L’air
montant est toujours plus chaud et donc moins dense que l’air
environnant. (b) Représentation graphique des conditions montrées en (a).
4-14
source: Lutgens et Tarbuck 1986 p.97
F i g u r e 4 - 1 6 : Illustration d’instabilité conditionnelle lorsque le profil
de température de l’environnement indique une décroissance de 8°C par
1000 mètres soit entre le taux de l’adiabatique sèche et mouillée. (a) La
parcelle d’air montante est plus froide que l’environnement sous 4000
mètres et plus chaude au-dessus de 4000 mètres. (b) Représentation
graphique des conditions montrées en (a).
On parle de stabilité absolue dans le cas où l'atmosphère est stable même si la parcelle dégage de la
chaleur latente durant son ascension. Ceci arrive dans les situations où la température de l'air
diminue à un taux inférieur au taux de l’adiabatique mouillée tel que représenté par la figure 4-14
ci- dessus. Les conditions les plus stables ont lieu quand il y a une inversion de température c’està-dire quand la température augmente avec la hauteur. Dans ce cas, l'air des couches inférieures est
plus dense que l'air en haut ce qui empêche les mélanges. Comme les sources de polluants se
situent à basses hauteurs, l'inversion de température les piège tout près du sol et leur concentration
augmente jusqu'à la disparition de l'inversion de température (nous allons discuter la météo des
polluants plus tard dans la session).
À l'autre extrême on peut avoir un état de l'atmosphère où le profil vertical de l'air ambiant est plus
grand que le taux de l’adiabatique sèche. L'atmosphère est alors absolument instable. Comme
l’indique la figure 4-15, une parcelle d'air en mouvement ascendant est toujours plus chaude que
son environnement et va continuer à monter. Où arrêtera-t-elle? On trouve des situations d'instabilité
absolue dans les jours très chauds d'été. Les irrégularités de la surface provoquent des
réchauffements inégaux du terrain. Ceci provoque un réchauffement des parcelles d'air qui est plus
intense que le réchauffement de l'air au voisinage. Les parcelles plus chaudes montent et peuvent
refroidir assez pour devenir saturée. Le niveau à lequel une parcelle devient saturée lorsqu'elle
s'élève s'appel le niveau de condensation par soulèvement. Ce type d'instabilité est confiné aux
premiers kilomètres de l'atmosphère.
Un type plus fréquent d'instabilité est l'instabilité conditionnelle. Comme le nom l’indique, le
mouvement des parcelles peut créer des états instables ou stables dépendant de l'étendue de
l'ascension. Si la parcelle monte assez pour se saturer, elle deviendra de moins en moins stable à
4-15
partir du niveau de condensation. On rencontre cette situation lorsque le profil de température de
l'atmosphère environnante se situe entre le taux adiabatique sec (10˚C par 1000 m) et le taux
adiabatique mouillé (5˚C par 1000 m). Dans la figure 4-16, on voit que la parcelle d'air est plus
froide que l'air qui l'entoure dans les premier 4000 mètres, donc considérée stable. Pour qu'elle
puisse continuer de monter, une force extérieure doit agir sur elle (plus tard on s'attardera sur les
causes du soulèvement forcé d'une masse d'air). Au niveau de 2000 mètres (niveau de condensation
par soulèvement) la parcelle devient saturée. En poursuivant sa montée la vapeur d'eau se condense
et il y a dégagement de chaleur latente. A cause de cette chaleur, la parcelle devient plus chaude que
l'air à 4000 mètres (niveau de convection libre). À partir de ce niveau la parcelle continue à monter
sans avoir besoin d'une force extérieur. Elle est devenue instable. Dans un cas d'instabilité
conditionnelle, la parcelle commence son ascendance comme de l'air stable et une fois qu’elle a
dépassé son niveau de condensation par soulèvement, elle devient instable à un niveau donné. Le
mot conditionnel est utilisé parce qu'il y a deux conditions qui doivent être respectées pour que l’air
devienne éventuellement instable: L'air doit être soulevé mécaniquement (une montagne par
exemple) et doit posséder assez de vapeur d'eau pour devenir saturée pendant l'ascension afin de
dégager suffisamment de chaleur latente lui permettant de devenir plus chaude que l’environnement.
inversion
0,3˚C/100m
adiabatique mouillée
0,6˚C/100m
h
adiabatique sèche
1˚C/100m
T
source: Environnement Canada.
LES NUAGES
1. CLASSIFICATION DES NUAGES
Pour un navigant qui comprend la formation des nuages, chaque type de nuage fournit une
indication sur les processus atmosphériques en cours. En vol, le navigant peut effectuer des
rapprochements entre les nuages qu'il aperçoit et les bulletins et prévisions météorologiques en
surface de façon à suivre constamment l'évolution du temps et d’en déterminer les effets sur le vol.
Même si vous ne pouvez saisir vous-même toute la signification des nuages, un compte rendu de
vos observations en vol peut apporter une aide incalculable au prévisionniste.
Les nuages sont formés de gouttelettes d'eau ou de cristaux de glace. Dans certains cas, les
gouttelettes d'eau peuvent persister à des températures bien au-dessous du point de congélation. Ces
gouttelettes sont dites surfondues.
Les nuages sont classés d'après leur aspect et leur forme. Bien que cet aspect et cette forme
découlent du processus de formation du nuage, il est possible de décrire les nuages sans recourir
aux processus en cause. Vous devriez vous rappeler, toutefois, que la plupart des nuages se forment
dans l'air ascendant refroidi par son expansion au point que la vapeur d'eau invisible se change en
gouttelettes d'eau. Il est important de souligner que le processus de condensation à l'origine de la
formation d'un nuage, n'est pas en lui-même la cause de précipitations sous forme de pluie ou de
neige. On trouvera les détails de la formation des nuages et des précipitations dans un prochain
chapitre.
On peut diviser les nuages en quatre familles. Les nuages de l'étage supérieur ont leur base à
plus de 20 000 pieds, celle des nuages de l'étage moyen se situe entre 6 500 et 20 000 pieds et celle
des nuages de l'étage inférieur est entre 0 et 6 500 pieds. La quatrième famille comprend des
4-16
nuages d'aspect semblable mais dont les bases se situent dans les hauteurs des étages inférieur et
moyen. À cause de leur aspect, on les appelle nuages à extension verticale. Soulignons qu'on n'a pas
tenu compte de la hauteur du sommet du nuage dans cette classification. Un nuage dont la base est à
5 000 pieds et le sommet à 8 000 pieds et qui n'appartient pas à la famille des nuages à extension
verticale, doit être classé parmi les nuages de l'étage inférieur.
Chaque famille est subdivisée selon l'aspect. Un nuage qui présente une base uniforme sans
détails repérables, par exemple, est appelé un stratus alors qu'un nuage dont la base a une
configuration ou une structure bien définie est appelé un cumulus ou un nuage de type cumulo.
Certains nuages sont surtout des nuages à précipitations et sont alors appelés nimbus.
La classification comprend dix types principaux de nuages qui peuvent être subdivisés. Seules les
subdivisions les plus importantes sont mentionnées. Le tableau ci-dessous comprend les dix types
principaux et quatre types secondaires (marqués d'un astérisque).
2. NUAGES DE L'ÉTAGE SUPERIEUR
Hauteur moyenne de la base au-dessus du sol: 20 000 à 40 000 pieds.
Composition:cristaux de glace.
(a) Cirrus
Description:
traînées fibreuses de délicats nuages blancs formés de cristaux de glace et qui
ressortent sur le bleu du ciel. Ils peuvent avoir de nombreuses formes, en flocons isolés, avec
panaches en forme de plumes ou en traînées, extrémités au vent. Cette dernière forme est souvent
appelée cirrus en queue de cheval.
(b) Cirrostratus
Description : mince voile blanchâtre à travers lequel on peut apercevoir distinctement les
contours de la Lune ou du Soleil sauf lorsqu'ils sont bas à l'horizon. Ces nuages favorisent la
formation de halos. Il arrive même qu'ils donnent un aspect laiteux au ciel, d'autres fois, ils
semblent faits de filaments emmêlés.
(c) Cirrocumulus
Description:
petites masses arrondies ou flocons blancs avec ombres faibles ou sans
ombres propres, agencés en groupes ou en ligne, avec des rides de sable comme au bord de la
mer.
3. NUAGES DE L'ÉTAGE MOYEN
Hauteur moyenne de la base au-dessus du sol: 6 500 à 20 000 pieds.
Composition : cristaux de glace ou gouttelettes d'eau. Ces dernières peuvent être à l'état
liquide même à des températures inférieures au point de congélation, on dit alors qu'elles sont
surfondues.
4-17
(a) Altostratus
Description : un épais voile de nuages habituellement gris, quelques fois d'une couleur acier
ou bleutée. Ils couvrent généralement tout le ciel. On peut habituellement distinguer la Lune ou le
Soleil à travers le nuage au début, mais ils disparaissent graduellement. Ce nuage se change
ordinairement en nimbostratus bien qu'il lui arrive de se muer en altocumulus. Des altostratus
minces donnent souvent au ciel un aspect de verre dépoli.
(b) Altocumulus
Description: une nappe ou une série de bancs formés de masses de nuages arrondis et aplatis.
Les petits nuages sont arrangés en groupes, en ligne ou en vagues et se déplacent dans une ou
deux directions; ils sont quelquefois tellement rapprochés que leurs extrémités se touchent.
4. NUAGES DE L'ÉTAGE INFÉRIEUR
Hauteur moyenne de la base au dessus du sol: 0 à 6 500 pieds.
Composition: gouttelettes d'eau, cristaux de glace ou même gouttelettes d'eau à des températures
inférieures au point de congélation.
(a) Stratus
Description : une nappe uniforme de nuages ressemblant au brouillard mais ne touchant pas
le sol. Ce type de nuage ne présente aucun détail repérable permanent sur sa surface inférieure.
Lorsqu'il se désagrège sous l'action du vent au-dessus de terrains accidentés, il est appelé stratus
fractus. De la bruine tombe souvent du stratus. La surface supérieure peut avoir un aspect
presque plat et ondulé. En vue plongeante, vous l'appelleriez stratus à moins de pouvoir voir s'il
descend jusqu'à la surface de la terre, auquel cas il prend le nom de brouillard.
(b) Stratocumulus
Description : une nappe ou une série de bancs formés de masses arrondies qui peuvent
présenter des ombres fortes. Ils peuvent se former à partir de stratus ou se changer en stratus.
On le distinguer du stratus à son aspect ondulé ou inégal. La nappe nuageuse, très souvent
mince, laisse voir le ciel bleu par les brèches. Il est très commun dans les régions à haute
pression en hiver et, le cas échéant, ne donne que de légères précipitations.
(c) Nimbostratus
Description : une nappe basse de couleur gris foncé, habituellement presque uniforme et
faiblement éclairée, de l'intérieur semble-t-il. Lorsque ce nuage donne des précipitations, elles
tombent sous forme de pluie ou de neige continue. Il peut avoir une épaisseur de plus de
15 000 pieds.
5. NUAGES À EXTENSION VERTICALE
Hauteur moyenne de la base au dessus du sol: 1 500 pieds et plus.
Composition : en dessous du niveau de congélation, gouttelettes d'eau ; au-dessus du niveau de
congélation : cristaux de glace ou même gouttelettes d'eau à des températures inférieures au point de
congélation.
4-18
(a) Cumulus
Description : nuages denses à extension verticale - la base est presque horizontale et se forme
à des hauteurs uniformes ; le sommet est arrondi. Le nuage paraît blanc et luit sous le Soleil,
mais peut paraître foncé vu d'en dessous. Les surfaces de nuage semblent dures et les contours
nettement découpés. Les cumulus ont tendance à se former au cours de la journée pour se
dissiper la nuit au-dessus de la terre, mais cette variation ne se voit pas au-dessus de la mer.
Composés de fragments déchiquetés et changeants, ils reçoivent le nom de cumulus fractus.
(b) Cumulonimbus
Description : masses de nuages denses dont l'extension verticale se poursuit bien au-delà du
niveau de congélation. Le sommet s'élève en forme de montagne ou de tour et les parties
supérieures ont une texture fibreuse due à la présence de cristaux de glace. Le sommet s'étale
souvent en forme d'enclume. Ce type de nuage annonce un orage ou une averse. Il contient
souvent de la grêle qui peut, à l'occasion, tomber au sol. De violents courants verticaux à
l'intérieur du nuage font que ses contours changent constamment.
F I G . 4 - 1 7 : Nuages en nappes et nuages à extension verticale (cumulus et cumulonimbus).
6. PRÉCIPITATIONS
Les précipitations étant intimement liées aux nuages, on peut les considérer comme un autre
agent d'information valable par lequel les équipages peuvent connaître les processus atmosphériques
ayant un effet sur les vols. En regardant une nappe de nuages solide par en dessous, il est souvent
difficile de se faire une idée de sa structure verticale, mais la nature des précipitations peut donner
des indications à ce sujet ou même sur la présence d'un autre banc de nuages en altitude. Il est donc
important que vous connaissiez les principales caractéristiques des précipitations.
Il y a une limite au volume que peut atteindre une gouttelette d'eau formée par condensation.
Toutefois, dans un nuage d'air stable tel le stratus, le mouvement vertical est trop faible pour porter
les gouttelettes d'eau qui s'échappent souvent et glissent lentement vers le sol. Cette forme de
précipitation s'appelle bruine. Lorsque de la turbulence est associée au nuage, les gouttelettes
formées par condensation sont trop petites pour s'échapper et grossissent, souvent jusqu'à un
4-19
volume considérable, avant de devenir assez lourdes pour se libérer des courants verticaux et tomber
sous forme de précipitation. Les gouttes ne deviennent assez lourdes que, lorsque encore
gouttelettes, elles se collent à de petits cristaux de glace. Lorsque cet agrégat est assez lourd, il
tombe. La glace au centre fond au cours de la descente.
De cet exposé sommaire sur la formation des précipitations, on peut dégager deux faits
d'importance pour les équipages. Le fait que des cristaux de glace soient nécessaires pour qu'il y ait
des précipitations plus importantes que la bruine, indique que tout nuage donnant de la pluie doit
avoir été formé bien au-dessus du niveau de congélation. La deuxième conclusion à tirer de notre
étude est qu'il doit y avoir une relation entre l'intensité des précipitations et la turbulence du nuage.
De grosses gouttes, ou toute forme de précipitation lourde, indiquent un fort mouvement vertical
puisque plus le mouvement vertical est fort, plus les gouttes doivent être grosses pour pouvoir
s'échapper du nuage. De petites gouttelettes, la bruine par exemple, indiquent un faible mouvement
vertical puisque les gouttelettes individuelles ne peuvent être retenues par le nuage.
Si vous vous rappelez la nature des formes et de l'évolution des nuages, vous devez vous rendre
compte que les précipitations continues ne tombent que d'une nappe nuageuse tandis qu'une période
soudaine de précipitations ou une averse indique le passage d'un nuage cumuliforme.
F I G . 5 : Exemples de nuages formés par convection
Les précipitations peuvent assumer de nombreuses formes. Quelques-unes des formes les plus
importantes sont données ci-dessous.
(a) Bruine: précipitations sous forme de très petites gouttelettes d'eau qui semblent flotter.
(b) Bruine se congelant : bruine qui gèle au contact des objets.
(c) Grêle : morceaux de glace comprenant, en général, des couches concentriques de glace claire et
opaque; peut tomber des cumulonimbus seulement.
4-20
(d) Cristaux de glace: petits cristaux de glace non ramifiés, en forme d'aiguilles, de colonnes ou
de plaques. Tombent de nuages ou d'un ciel sans nuage. Ne se produisent qu'à de très basses
températures dans les masses d'air stable.
(e) Granules de glace : granules de glace transparents ou translucides de forme sphérique ou
irrégulière. Rebondissent habituellement en frappant le sol avec un petit bruit. Les granules de
glace peuvent se diviser en deux types principaux:
(1 )
gouttes de pluie gelées ou flocons de neige, ayant beaucoup fondu pour regeler ensuite. Le
processus de congélation a habituellement lieu près de la surface de la terre. Cette forme de
précipitations ne donne pas d'averses, et
(2)
granules de neige entourés d'une mince couche de glace formée par la congélation de
gouttelettes interceptées par les granules ou la congélation d'eau exsudée par la granule en
fondant. Ce type se retrouve sous forme d'averses.
(f) Pluie : précipitations sous forme de gouttelettes d'eau plus grosses que la bruine.
(g) Pluie verglacente : pluie qui gèle au contact d'objets.
(h) Neige : consiste en cristaux de glace blancs ou translucides, habituellement ramifiés sous
forme d'hexagone ou d'étoile, souvent entrelacés pour former de gros flocons.
(i) Neige en grains : grains opaques et blancs de structure semblable à celle de la neige. Les
particules consistent en petits cristaux de neige emprisonnés dans le givre. Elles tombent de
nuages non turbulents.
(j) Granules de neige : il s'agit en réalité de petites boules de neige. Craquantes et compressibles,
elles rebondissent en frappant un sol dur. Les granules tombent de nuages turbulents, donc
sous forme d'averses.
Vous trouverez au Tableau 2 les types de nuages qui peuvent être associés aux principales formes
de précipitations. Les équipages doivent noter que ce tableau est d'une nature générale et qu'il y a
des exceptions.
Tableau 2
Forme de précipitations
Bruine, bruine se congelant,
neige en grains
Type de nuages
Stratus et stratocumulus
Altostratus et nimbostratus épais
Neige (continue) - pluie (continue)
Neige (intermittente) - pluie
Altostratus et stratocurnulus épais
(intermittente)
Averses de neige - averses de pluie
Altocumulus, cumulus et cumulonimbus denses
Granules de neige - grêle - averses de granules Cumulonimbus
de glace
Tout nuage donnant de la pluie,
Granules de glace (continus)
puisque les précipitations sans averses, sous
forme de granules de glace, résultent
habituellement de la congélation de gouttes de
pluie
Cristaux de glace
Aucun nuage nécessaire
4-21
EXERCICES
1.Indiquer à droite des énoncés ci-dessous l'abréviation du type de nuage qui convient. Un même
nuage peut correspondre à plusieurs énoncés.
a. Fait apparaître un halo autour du soleil
b. La précipitation peut être de la grêle.
c. Sa forme floconneuse évoque la «queue de cheval»
d. Provoque une précipitation de pluie continue.
e. Éclairs et tonnerre.
f. Couche uniforme de nuages bas ressemblant à du brouillard et donnant parfois de la bruine.
g. Couche ou série de bancs de nuages ronds et assez plats dont la base se situe entre 6 500 et
20 000 pieds.
h. Nuages à développement vertical, à base presque plate et sommets arrondis, aux contours nets.
I. Petites masses rondes ou flocons blancs, sans ombres ou presque, disposés en groupes ou
alignements comme le sable d'une plage.
j. Donne au ciel un aspect de verre dépoli.
k. Nuage à développement vertical dont le sommet est blanc et filamenteux
l. Couche de masses arrondies aux ombres fortement accentuées, dont la base se situe entre 2 000
et 4 000 pieds du sol.
m.Une couche de nuages au sommet relativement plat, dont la base se situe généralement au-dessus
de 6 500 pieds et le sommet souvent au-dessus de 20 000 pieds.
4-22
source: Lutgens et Tarbuck 1986 p.119
4-23
Les Nimbostratus sont
souvent beaucoup
plus épais