ELEMENTS DE METEOROLOGIE

Cours industriels et commerciaux – Etude du Milieu – Eléments de météorologie – SOTTIAUX B.
ELEMENTS DE METEOROLOGIE
1. Composition de l'atmosphère
L'atmosphère est la couche gazeuse qui enveloppe la surface terrestre et y est maintenue par la
force de gravité. Elle comprend 78 % d'azote, 21 % d'oxygène et 1 % de gaz rares (néon, fréon,
argon). Elle contient également du gaz carbonique (0,03 %) et de l'eau (gaz, liquide, solide).
L’atmosphère est stratifiée et comprend plusieurs zones :
- la troposphère s'étend du niveau de la mer jusqu’à 7000 m aux pôles et 17 à 20.000 m à
l’équateur. La température la plus faible atteint -60°C; C'est surtout cette couche qui intéresse le
météorologue. La décroissance moyenne de la température est de 0,65 °C tous les 100 m (voir
infra : gradient thermique vertical);
- une zone de transition, la tropopause, est une couche mince dont la température moyenne est de
- 57 °C et qui marque la limite supérieure de la troposphère.
- la stratosphère : la température augmente à nouveau jusqu'à 40 km à 50 km d'altitude où elle
atteint 0°C. La croissance de la température s'explique par la chaleur dégagée par la
transformation de l'oxygène en ozone (vers 30 km), sous l'effet des rayons ultra-violets; La
pression atmosphérique est 1000 fois plus basse que celle au niveau de la mer.
- la mésosphère : la température baisse à nouveau, elle atteint -90 °C. à 85 km. C'est dans cette
zone que se forment les nuages nocturnes lumineux;
- la thermosphère s'étend jusqu'à 600 km d'altitude et montre une nouvelle croissance de la
température (500 °C) en conséquence des rayons ultraviolets du soleil. C'est dans cette couche
que se produisent les aurores boréales.
- Enfin, l’exosphère nous séparer de l’espace. Les températures atteignent 2.200 °C et l’air est
tellement ionisé qu’il conduit l’électricité.
L’atmosphère n’a pas de limites bien définies. Elle finit par « se fondre » dans le milieu
interplanétaire. Sa densité diminue rapidement avec l’altitude. Au sommet du Mont Blanc, elle est
déjà réduite de 50 %.
Différentes couches peuvent contenir des ions, c’est-à-dire des particules chargées électriquement
(couches ionosphériques ou ionosphère).
Du point de vue de sa composition, l'atmosphère est divisée en deux grandes zones :
- jusqu'à 400 km, il y a un mélange continuel des divers composants (homosphère). Elle contient
une zone (entre 20 et 30 km) où sont concentrées des molécules d'ozone, qui sont constituées par
3 atomes d'oxygène. L'ozone absorbe les rayons ultraviolets solaires;
- au dessus, les mélanges sont peu importants et la composition varie avec l'altitude (hélium,
hydrogène).
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L’atmosphère est constamment agitée du fait du fait de trois facteurs fondamentaux : la pression,
la température et l’humidité.
2. Pression atmosphérique
La pression atmosphérique résulte du poids de la colonne d'air rapporté à l'unité de surface.
La pression normale est de 760 mm de Hg (voir expérience de Torricelli). La pression
atmosphérique s'exprime également en hectopascals (unité de mesure officielle) ou en millibars.
Torricelli (1608-1647) a retourné un tube en verre, d'un mètre de long, rempli de mercure dans
une cuvette elle aussi remplie de mercure. Il a constaté que le mercure descend dans le tube à 760
mm. La pression exercée par l'atmosphère équilibre donc le poids d'une colonne de mercure de
760 mm.
Si le mercure était remplacé par de l'eau, la hauteur de la colonne nécessaire pour équilibrer la
pression atmosphérique serait d'environ 10 m. Torricelli avait inventé le premier baromètre.
1 atm = 760 mm Hg = 1.013 millibars = 1.013 hPa.
Le baromètre anéroïde (sans air) est une boîte métallique étanche à l'intérieur de laquelle on a
fait le vide d'air. Les variations de pression atmosphérique entraînent des déformations de la boîte
qui sont amplifiées pour la lecture au moyen d’une aiguille.
Le barographe est un baromètre enregistreur. Les variations de pression sont enregistrées en
continu sur une feuille graduée placée autour d’un tambour tournant.
La diminution de pression observée lorsqu’on s’élève dans l’atmosphère n’est pas constante.
Jusqu'à 4000 m d'altitude, elle diminue de 1 hectopascal par 9 m d'élévation. (1 km = 650 mm, 2
km = 570 mm, 10 km = 200 mm).
Les stations météorologiques étant placées à différentes altitudes, leurs indications ne sont donc
pas directement comparables. On choisit une base commune précise, le niveau moyen de la mer
(MSL, Mean Sea Level). Lorsqu’on connaît l’altitude d’une station d’observation, il est alors
possible de calculer la pression équivalente au niveau de la mer.
La valeur de cette pression n'est pas partout identique à la surface du globe. Il existe des zones de
basses pressions (cyclones ou dépressions – « D » ou « L ») et des zones de hautes pressions
(anticyclones – « A » ou « H »). Ce sont ces différences qui sont responsables de la formation
des vents. Sur les cartes météorologiques, les lignes qui relient tous les points où s’exercent la
même pression, appelées isobares, sont représentées de 5 en 5 millibars.
Pour décrire les variations de pression en altitude, on préfère joindre les points d’égale altitude
pour une pression donnée (par exemple 300 mb). Ces lignes sont dénommées isohypses.
Sur les cartes météorologiques, les isobares forment des schémas qui délimitent les zones de
basses et de hautes pressions ou systèmes de pressions.
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On distingue ainsi :
- les anticyclones ou zones de haute pression atmosphérique (au dessus de 1.020 hPa) ;
- les dorsales ou axes de hautes pressions ;
- les dépressions ou zones de basse pression atmosphérique (en dessous de 1.010 hPa) ;
- les thalweg ou axes de basses pressions ;
- les marais barométriques : zones neutres entre dépressions et anticyclones.
Plus les isobares sont rapprochées, plus les différences de pressions sont fortes. On parle de creux
barométrique lorsqu'une zone de basse pression se prolonge dans une direction déterminée ou de
crête barométrique dans le même cas pour une zone de haute pression.
3. Température
La température est une grandeur physique qui mesure l’agitation moléculaire d’un corps et plus
précisément l’énergie cinétique de ses molécules. La chaleur est quant à elle une forme d’énergie
susceptible d’être déplacée d’un corps à l’autre.
L’unité de mesure officielle de la chaleur est le joule mais on utilise aussi la calorie selon la
relation 1 calorie = 4,18 joules. La calorie indique la quantité de chaleur nécessaire pour faire
passer un gramme d’eau de 14,5 à 15, 5 degrés centigrades.
La température s’exprime en degrés centigrades. L’état d’agitation moléculaire d’un mélange
d’eau et de glace situé au niveau de la mer correspond au degré « zéro » alors que le degré
« 100 » est celui de l’agitation de l’eau qui bout. Cette échelle définie par l’astronome suédois
Anders Celsius (1701-1744), ces degrés sont dits « degrés Celsius = °C). Il existe d’autres
échelles de mesure :
- l’échelle Fahrenheit (physicien allemand – 16986-1736) où l’intervalle 32-212 °F
correspond à l’intervalle 0-100 de l’échelle Celsius.
- L’échelle Kelvin (physicien irlandais – 1824-1907) qui mesure la température absolue.
Elle utilise la même unité de mesure que celle de Celsius (le degré centigrade et le degré
Kelvin coïncident) mais elle fait correspondre le « 0 » à la température minimale que l’on
peut atteindre en théorie (-273,16 °C ou zéro absolu). O°C équivalent donc à –273,16 °
Kelvin. Le « zéro absolu » correspondant à une absence totale d’excitation moléculaire
est un état « théorique » qui ne sera probablement jamais atteint…
Conversion degrés Celsius - degrés Fahrenheit
C = (F-32) X 5/9
F = 9/5 C + 32
On mesure la température au moyen de thermomètres dont le fonctionnement est basé sur la
dilatation d’un liquide (mercure ou alcool). Lorsque l’air se réchauffe, le liquide contenu dans le
réservoir se dilate et monte dans le tube. Lorsque l’air se refroidit, le liquide se contracte et
redescend. La lecture s’effectue sur une échelle graduée.
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On utilise aussi les bilames formés de lamelles soudées de deux métaux dont le coefficient de
dilatation est différent. La déformation de l’ensemble des lamelles est transmise par un
mouvement d’horlogerie à un cadran ou un tambour tournant qui enregistre les variations de
température (thermomètre enregistreur).
Dans les stations météorologiques, les thermomètres sont protégés du soleil et du vent qui
fausseraient les mesures. On utilise des abris Stevenson peints en blanc pour réfléchir au
maximum les rayons du soleil et ajourés pour réduire l’influence du vent.
Il ne faut pas oublier que le vent renforce le refroidissement proportionnellement à sa vitesse.
C’est la raison pour laquelle on parle de température apparente.
4. Pourquoi y a-t-il des différences de température et de pression ?
Debout au soleil, on peut avoir l’impression que la chaleur de l’air environnant en provient
directement. Mais, lorsque le soleil se couche le soir ou disparaît momentanément, on n’est pas
directement soumis au froid.
L’échauffement de l’atmosphère est comparable au système de chauffage central d’une maison.
Tout comme la chaudière chauffe le radiateur qui à son tour chauffe la pièce, le soleil réchauffe la
terre, qui renvoie la chaleur en direction de l’atmosphère. Lorsque le soleil se couche, la terre
nous maintient au chaud en restituant la chaleur stockée pendant la journée…Plus le
réchauffement d’une surface est rapide au cours de la journée, plus elle se refroidit vite une fois le
soleil couché. Ainsi, la mer se refroidit beaucoup moins vite que le sable.
L’insolation est le processus par lequel la terre reçoit la chaleur du soleil et le rayonnement
permet le réchauffement de l’atmosphère par la terre.
La quantité de chaleur reçue en un endroit donné dépend essentiellement de l’angle d’incidence
des rayons solaires et de la durée d’éclairement.
Plus les rayons solaires sont perpendiculaires au sol, plus leur impact est fort. Ainsi, les régions
équatoriales sont bien plus réchauffées que les pôles où les rayons solaires sont très obliques.
On pourrait penser que la proximité ou l’éloignement de la terre par rapport au soleil influence le
réchauffement. Il n’en est rien. La terre tourne autour du soleil en orbite en forme d’ellipse,
appelée écliptique. La distance maximale entre la terre et le soleil (aphélie) se situe le 2 juillet
alors qu’il fait chaud et la distance minimale (périhélie) se situe le 2 janvier, en plein hiver.
En réalité, c’est l’inclinaison de l’équateur terrestre (à 23 ° 27 ‘) par rapport au plan de
l’écliptique qui est responsable de la succession des saisons.
Les différences de pression sont dues à des différences de température de l'atmosphère. L'air
chaud, dilaté, est un air léger comparé à l'air froid, contracté.
De plus, lorsque le rayonnement solaire arrive au sol, tous les éléments du paysage n'en profitent
pas de la même manière. Il y en a qui absorbent tout et d'autres qui renvoient comme un miroir,
une grande partie des rayons vers le ciel, ce qui a pour effet de réchauffer l'air situé juste au
dessus d'eux. Une énorme bulle d'air chaud se forme à cet endroit, elle finit par se détacher du sol
et monte dans le ciel comme un ballon à air chaud.
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Les oiseaux migrateurs comme la grue cendrée et différents rapaces utilisent également ce type
d’ascendance pour leurs déplacements migratoires.
5. Gradient thermique vertical & gradient adiabatique
Le gradient thermique vertical de l’air ambiant indique la baisse de la température selon
l’altitude. La diminution de la température est de l’ordre de 0, 65 ° C tous les 100 m.
Dans une masse d’air, si les variations de températures ne sont liées qu’à des mouvements
ascendants ou descendants, elles sont qualifiées d’adiabatiques. On parlera de gradient
adiabatique. En atmosphère non saturée, le gradient adiabatique est de 1 ° par 100 m alors qu’en
atmosphère saturée (voir humidité relative), il est de 0, 5° c par 100 m.
Le devenir d’une bulle d’air chaud qui viendrait à se former est dépendant de la différence de
température avec l’air ambiant. Tant que la température de la bulle reste supérieure à la
température de l’air ambiant, elle continuera à s’élever.
Ainsi, lorsque le gradient adiabatique est supérieur au gradient thermique vertical, on observe une
tendance à la stabilité de l’air. Une bulle d’air chaud qui viendrait à se former viendrait tôt ou
tard à être limitée dans son ascendance, comme si un couvercle la surmontait.
Lorsque le gradient adiabatique est inférieur au gradient thermique vertical, on observe une
tendance l’instabilité de l’air. Une bulle d’air chaud qui viendrait à se former se verrait renforcée
dans son ascendance.
6. Hautes pressions, basses pressions et type de temps
Lorsqu’un territoire est réchauffé par le soleil, l’air qui le surmonte se réchauffe aussi ; il se dilate
et s’élève. La pression au sol diminue et engendre une dépression qui attire les masses d’air des
alentours. Tout en s’élevant au dessus de la zone de basse pression, les masses d’air rencontrent
des températures de plus en plus basses ; leur vapeur d’eau se condense en nuages, ce qui peut
donner naissance à des précipitations. La basse pression s’accompagne de mauvais temps (voir
plus loin, évolution des zones pluvieuses).
Au contraire, lorsque la terre refroidit l’air ; une zone de haute pression (ou anticyclone)
s’installe. L’air à proximité du sol se densifie et s’alourdit tout en créant une dépression en
altitude qui attire l’air adjacent. L’air qui va vers le sol se densifie et son humidité relative
diminue (par réchauffement). La haute pression est donc synonyme de beau temps.
7. Vent, vitesse, direction et mesure
Le vent, est un déplacement d'air d'une région où il est abondant vers une région où il est en
quantité moindre. Le vent a pour rôle de rétablir un certain équilibre dans l'atmosphère.
La direction du vent est mesurée à l'aide d'une girouette et sa vitesse au moyen d'un anémomètre
(km/h ou m/s). En 1805, l'amiral anglais BEAUFORT a mis au point une échelle toujours utilisée
de nos jours; elle est étalonnée de 0 à 12 et les effets du vent sont répertoriés dans un tableau.
Certains utilisent le nœud comme unité de mesure (1 nœud = 1 mille nautique à l'heure soit 1852
m à l'heure)
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