IUT Louis Pasteur de SCHILTIGHEIM

Météorologie Générale 1
Julien BILLAULT-CHAUMARTIN Avril 2009
METEO GENERALE - RESUME DU COURS
PLAN DU COURS
Introduction
L’observation, paramètres et appareils de mesures
Notions théoriques de base
Les principaux phénomènes météorologiques
La prévision
Les autres activités de la météorologie
La météorologie sur Internet
1 – INTRODUCTION
Un peu d’histoire – Les activités de la météorologie – Présentation de Météo-France
1.1 - UN PEU D’HISTOIRE
 L’antiquité
•Les Chinois : –Premiers relevés météo vers 1300 av JC
•Les Grecs
–Grand intérêt pour les sciences de la terre
–Thales (590 av JC) : première prévision météo
–Aristote (350 av JC) : traité « meteorologiaeDe la Renaissance au XIX° siècle
•Les grands inventeurs : L de Vinci (girouette – 1500) - Galilée (thermomètre – 1641) - Torricelli (baromètre – 1643)
Hooke (anémomètre – 1664)
Classification des nuages (Luke Howard – 1802)
•Premier réseau d’observation en France (le Verrier – 1860)
•Création de l’OMI (1878 – 32 états)
•Premier ballon-sonde (1892)
 Le XX° siècle
•Années 20 : théorie norvégienne des fronts
•1920 : création de l’OMM
•1950 : première prévision numérique
•1960 : premier satellite météorologique
1.2 - LES ACTIVITES DE LA METEOROLOGIE
Actuellement, la météo c’est :
 Observer : partout, les mêmes paramètres en même temps, présentés sous la même forme
 Transmettre : toutes les observations sont transmises immédiatement sous forme codée
 Traiter : les millions d’informations échangées sont traitées sur les calculateurs
 Analyser : c’est comprendre l’état actuel et/ou récent de l’atmosphère et le représenter dans les 3 dimensions sous forme
numérique ou cartographique
 Prévoir : prévisions numériques par les modèles, affinées par les prévisionnistes
 Diffuser : prévisions et autres informations météorologiques sont diffusées à travers différents supports
 Chercher : perfectionner l’existant (modèles, instruments, théories, etc..)
 Archiver : les données météorologiques sont conservées, notamment pour la climatologie et la recherche
1.3 - PRESENTATION DE METEO-FRANCE
Depuis 1994, METEO-FRANCE est un Etablissement Public d’Etat (EPA) - .Ministère de Ecologie, de l’Energie, du Développement
Durable et de l’Aménagement du Territoire.
Mission prioritaire : contribuer à la sécurité des personnes et des biens.
Organisation et implantation
 Direction Générale : Paris - différentes fonctions de gestion, coordination, coopération internationale et décision
 Centres ou services nationaux : observation, informatique, production, communication et commercialisation, enseignement,
recherche.
 Centres et services régionaux : 7 en métropole et 4 en Outre-Mer
 Centres départementaux et stations : jusqu’en 2011, pour le Nord-Est, un dans chaque département d’Alsace, Lorraine et
Franche-Comté, plus stations d’aéroport à Entzheim et Bâle-Mulhouse, et des détachements militaires à Meyenheim, Luxeuil.

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2 - L’OBSERVATION
Généralités – Mesures de surface – Mesures en altitude – Mesures par télédétection
2.1 – GENERALITES
Les observations météorologiques sont organisées et coordonnées à l’échelle mondiale par l’OMM.
 Instruments doivent être homologués et vérifiés régulièrement.
 Horaires : utilisation dans le monde entier du « temps universel »
 Codification : avant d’être transmises, les observations sont codées sous forme numérique ou alpha numérique
2.2 - MESURES DE SURFACE
Sur terre : stations d’observation (humaines ou automatiques), postes climatologiques, correspondants, sémaphores.
En France, il y a une centaine de stations d’observation avec des mesures humaines (beaucoup passant en mode automatique la nuit) ;
environ 5 à 10 stations automatiques par départements.
Sur mer : certains navires sont habilités à faire et transmettre des observations météorologiques. Ces observations sont complétées par
des mesures automatiques réalisées par des bouées, ancrées ou dérivantes.
 Parc à instruments et abri météo :
Relevés effectués dans un parc à instruments : situation dégagée, sol engazonné
L’abri météo, normalisé, ventilé, contient les instruments qui doivent être à l’abri du soleil ou de la pluie.
 Température : thermomètre
Températures sous-abri, dans le sol et au-dessus du sol. °F = 9/5 °C + 32
Thermographe = thermomètre enregistreur. Un thermomètre au soleil mesure sa propre température et non celle de l’air
 Humidité : hygromètres, psychromètres
Humidité relative en % = vapeur d’eau contenue dans l’air *100
maximum de vapeur d’eau que peut contenir l’air
Mesurée par les hygromètres (à cheveux, électroniques).
Psychromètre mesure T et T mouillé (refroidissement par évaporation)
Température du point de rosée (Td) = température jusqu’où il faut refroidir l’air pour qu’il soit saturé.
L'humidité absolue est le rapport de la masse de vapeur d'eau en g sur le volume d'air humide en m3 à la pression et la température
considérées. Elle a la dimension d'une masse volumique , par exemple 3 g / m3.
 Pression atmosphérique : baromètre
Pression atmosphérique = poids de la colonne d’air qui surmonte l’unité de surface sur laquelle elle s’exerce
Diminution avec l’altitude
1 hpa = 0,75 mm HG = 10 m de dénivelé (à basse altitude)
Réduction au niveau de la mer pour comparaison
Appareils de mesure : baromètres (à mercure, anéroïde), barographes, altimètres
 Vent : girouette, anémomètre
Vent = mouvement horizontal de l’air. Mesuré à 10 m au-dessus du sol (mat ou pylône) dans un endroit bien dégagé
- Force mesurée par l’anémomètre. Vent moyen = sur 10 minutes vent maximal = rafale
Unités : 10 m/s = 36 km/h = 18,6 kt
- Direction (d’où vient le vent) mesurée par la girouette en degrés : E = 090°, S = 180°, W = 270°, N = 360°
 Quantité de précipitations : pluviomètres
Mesurées par les pluviomètres, à lecture directe (forme d’entonnoir), ou lecture indirecte avec une éprouvette
Précision : 1/10 mm
Réchauffage pour les précipitations solides
Les pluviographes à augets basculeurs permettent de mesurer aussi l’intensité
 Insolation : héliographe
La durée d’ensoleillement est mesurée avec des héliographes.
Héliographe Campbell, à sphère de verre : le soleil brûle un carton gradué
Héliographe à fibre optique : insolation si intensité du rayonnement supérieure à 120 W/m2 Le pyranomètre mesure le rayonnement
solaire global en J/cm2 grâce à une cellule photo-électrique.
 Autres paramètres
- Evaporation mesurée avec des bacs à évaporation
- Visibilité : mesurée par les visibilimètres, diffusiomètres ou transmissomètres (sur aéroports)
- Hauteur des nuages : par télémètres de nuages
- Observations humaines : nébulosité, type de nuages, occurrence de la plupart des phénomènes. Sur mer, caractères de la houle et des
vagues
NB : Météo-France n’effectue pas de mesure de pollution
2.3 - MESURES EN ALTITUDE
 Radiosondage
On mesure la température, l’humidité la pression et le vent en altitude jusqu’à 25 kms environ par un ballon gonflé à l’hélium, équipé
d’une radiosonde et suivi au radar
En France métropolitaine, il y a 7 stations de radiosondage qui effectuent des mesures deux fois par jour (à 00 et 12 heures UTC) : Brest,
Trappes, Nancy, Bordeaux, Lyon, Nîmes et Ajaccio
 Mesures d’avions
Les avions de lignes transmettent régulièrement des mesures de température et de vent rencontrés sur leurs trajets.

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2.4 - MESURES PAR TELEDETECTION
 Radars
Radar = radio detection and ranging.
Pour la météorologie, longueur d’ondes de quelques cm permettant de détecter les gouttes ou cristaux précipitants
Echo reçu proportionnel à la grosseur et au nombre des gouttes. Portée d’environ 200 km
A partir des images radar, on peut estimer les cumuls de précipitations sur différentes durées (portée réduite à 100 km)
En 2009, le réseau français est composé de 24 radars Doppler, donnant une « mosaïque » du territoire toutes les 5 minutes
Les images peuvent être entachées d’erreurs : nuages trop bas, gouttes trop petites, échos fixes, évaporation, etc, ce qui nécessite des
précautions dans l’interprétation.
 Satellites météorologiques
Principe de mesure
- Radiomètre mesure le rayonnement visible et infrarouge reçu, dans différentes longueurs d’ondes, émis par les nuages ou par la terre en
absence de nuage.
- Visible : mesure du rayonnement solaire réfléchi par la terre ou les nuages (pas d’image de nuit)
- Infrarouge : mesure la température du premier écho nuageux
- Vapeur d’eau : mesure de l’humidité troposphérique
Les différents satellites
- Satellites à défilement : orbite circumpolaire entre 600 et 1000 km d’altitude bonne résolution, couverture géographique totale, mais 2
mntimage/jour au même endroit et 2 satellites en fonctionnement (1EU, 1 USA)
- Satellites géostationnaires : orbite équatoriale à 36000 km d’altitude : image fréquemment renouvelée et couverture mondiale, mais
moins bonne résolution spatiale et pas d’image aux hautes latitudes
Depuis mars 2004, un nouveau satellite géostationnaire européen est opérationnel ; ses performances sont nettement améliorées
(fréquence et résolution des images, pouvoir de détection).
 Les capteurs de foudre
En France, le réseau de capteurs de foudre est constitué d’une vingtaine de balises radio-goniométriques qui détectent instantanément et
très précisément, dans un rayon de 400 km, l’onde électromagnétique produite par les impacts de foudre touchant le sol, et mesurent leurs
caractéristiques.
D’autres systèmes permettent de détecter les impacts de foudre à l’intérieur des nuages, mais en France le réseau n’est que partiel.
3 - NOTIONS THEORIQUES DE BASE
Composition et structure de l’atmosphère – Les échanges de chaleur – Circulation générale – Instabilité et humidité atmosphériques –
Nuages et précipitations – Les masses d’air – La frontologie
3.1 - COMPOSITION ET STRUCTURE DE L’ATMOSPHERE
 Composition
L’atmosphère est composée d’air sec, de vapeur d’eau et d’impuretés
Air sec (masse molaire = 29 g) ; azote (78%), oxygène (21%) argon (1%), gaz carbonique (0,0035 %) , plus gaz rares, dont l’ozone.
Vapeur d’eau (masse molaire 18 g) = eau sous forme de vapeur surtout près du sol, entre 0,1 % (air froid et sec) et 5 % (air chaud et
humide). La densité de l’air diminue avec l’humidité.
Impuretés ou aérosols : particules microscopiques d’origine naturelle (sel marin, cendres, poussières) ou anthropiques. Concentration
variable. Indispensables pour la formation des nuages
 Structure
Troposphère :
-Epaisseur de 7 à 16 km des pôles à l’équateur
-Température décroissante (environ –0,65 °/100 m)
-Presque toute la vapeur d’eau, et les ¾ de la pression
-Tropopause : fin de la décroissance de la température
Stratosphère
- entre 12 et 50 km
- Couche d’ozone, hausse de la température
-Limitée par la stratopause (50km, P=2hpa)
Mésosphère
- entre 50 et 90 km
-Nouvelle baisse de la température (-80°C à 80 km)
-Etoiles filantes
Thermosphère
-Couche épaisse avec température croissante
3.2 - LES ECHANGES DE CHALEUR
Le rayonnement (échange radiatif)
- Tout corps émet un rayonnement (énergie sous forme de radiations) qui dépend de sa température et de la nature de sa surface ; ce
rayonnement provoque un refroidissement.
- La longueur d’onde (et donc la fréquence) de ce rayonnement dépend de la température du corps : cette longueur d’onde sera d’autant
plus courte que la température est élevée.
- Tout corps en équilibre thermique reçoit autant d’énergie qu’il en émet.
- Un corps noir est par définition un corps absorbant intégralement les radiations qu'il reçoit. Pour un corps noir, il est possible de
calculer la puissance du rayonnement émis en fonction de sa température : loi de Stefan P = k T4.
- Tout corps (autre qu’un “corps noir”) recevant une énergie sous forme de rayonnement en absorbe une partie et réfléchit l’autre partie
- L’albédo est la fraction du rayonnement non absorbé (rétrodiffusé).
Sur terre, sa valeur moyenne est de 0,28. Il est d’autant plus faible que la surface est sombre : il varie de 0,1/0,2 pour les océans et les
forêts denses, à 0,8/0,9 pour les surfaces enneigées.
Pour les nuages, il sera plus important pour les nuages bas et épais (jusqu’à 0,9 pour les cumulus) que pour les nuages élevés et fins (0,3
à 0,4 pour un cirrus).

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 Le rayonnement solaire
Le soleil, assimilé à un corps noir dont la température est de 6000°K, émet un rayonnement de très courte longueur d’onde : de 0,25 à 0,4
micron pour l’ultraviolet, de 0,4 à 0,7 micron pour le visible et de 0,7 à 4 microns pour l’infrarouge
En moyenne, la valeur du rayonnement solaire incident à la limite de l’atmosphère est de 342 W/m2 dont : 107 sont renvoyés vers
l’espace (67 après diffusion par les gaz, les aérosols et les nuages de l’atmosphère, 30 après réflexion par la surface terrestre), 67 sont
absorbés par l’atmosphère et les nuages, 168 sont absorbés par la surface terrestre (c’est le rayonnement global) : 60% provenant
directement du disque solaire (rayonnement direct), 40% provenant, après diffusion, de la voûte céleste (rayonnement diffus).
 Le rayonnement terrestre
La surface terrestre se comporte approximativement comme un corps noir dont la température de surface est d’environ 15°C.
L’application de la loi se Stefan permet de conclure qu’elle émet un rayonnement dont la valeur moyenne est de 390 W/m2, dont 40
repartent vers l’espace, 350 sont absorbés par l’atmosphère, principalement par la vapeur d’eau, les nuages et les différents gaz à effet de
serre (dioxyde de carbone, méthane, ozone, etc..)
Les longueurs d’onde de ce rayonnement sont nettement plus grandes que celles du rayonnement solaire : 4 à 80 microns (infrarouge)
 Le rayonnement atmosphérique
L’atmosphère émet aussi un rayonnement (comme pour la terre, il s’agit d’un rayonnement dans l’infrarouge, avec des longueurs d’onde
comprises entre 4 et 100 microns)
En moyenne, sa valeur est de 519 W/m2, dont, 195 vers l’espace et 24 vers la surface terrestre
 Bilan radiatif
- Espace : émission : 342 W. Réception : 107 (origine solaire) + 40 (origine terrestre) + 195 (origine atmosphérique), soit 342 W/m2.
Bilan radiatif en équilibre
- Surface terrestre Emission : 350 (vers l’atmosphère) + 40 (vers l’espace), soit 390 W/m2. Réception : 168 (du soleil) + 324 (de
l’atmosphère), soit 492 W/m2. Bilan radiatif excédentaire de 102 W/m2
- Atmosphère : Emission : 324 (vers la terre) + 195 (vers l’espace), soit 519 W/m2. Réception : 67 (du soleil) + 350 (de la terre), soit 417
W/m2. Bilan radiatif déficitaire de 102 W/m2
Comme la surface terrestre et l’atmosphère sont globalement en équilibre thermique, il existe nécessairement un transfert d’énergie, autre
que radiatif, de la surface terrestre vers l’atmosphère
Echanges de chaleur liés au cycle de l’eau
L’eau existe sous 3 formes : solide, liquide, gaz Il faut fournir
de l’énergie (chaleur latente) pour passer de solide à liquide
ou de liquide à gaz
- Condensation et solidification fournissent de l’énergie au
milieu environnantÉtats particuliers : sursaturation et
surfusion
L’énergie empruntée à la surface terrestre pour l’évaporation
(océans chauds) est restituée à l’atmosphère par condensation
La valeur moyenne de ce transfert est de 78 W/m2
Précipitations : une partie des précipitations s’évapore avant
d’arriver au sol, ce qui refroidit l’atmosphère
La neige qui fond dans une tranche positive provoque un
refroidissement
SOLIDE LIQUIDE GAZ
Fusion Va
p
orisation
Sublimation
Condensation Solidification
Condensation solide
La convection
En journée l’air chaud de surface s’élève dans l’atmosphère en y apportant de la chaleur
La leur moyenne de ce transfert d’énergie de la terre vers l’atmosphère est de 24 W/m2
La conduction
Propagation de la chaleur par agitation moléculaire
La terre et l’atmosphère sont mauvais conducteur et ces échanges de chaleur ne sont pas significatifs.
• Conductibilité de l’eau supérieure à celle de la terre
• Conductibilité accentuée par les turbulences
Bilan énergétique
Avec les 78 W/m2 dus à l’évaporation et les 24 W/m2 dus à la convection, le bilan énergétique terre/atmosphère est équilibré
Transferts énergétiques latitudinaux : les conditions astronomiques terre/soleil impliquent que les régions polaires sont en déficit
énergétique par rapport aux régions intertropicales .Pour compenser ce déficit, un transfert d’énergie de l’équateur vers les pôles est
donc nécessaire.
Cycle diurne du bilan radiatif : En journée, le rayonnement solaire absorbé par la terre est nettement supérieur au rayonnement émis par
la terre : la terre se réchauffe.La nuit, la terre ne reçoit plus rien du soleil, tandis qu’elle continue à perdre de l’énergie par rayonnement :
elle se refroidit.
L’effet de serre : C’est la restitution à la terre par l’atmosphère d’une grande partie du rayonnement terrestre : en moyenne 324 des 390
W /m2 émis. Mais cette proportion est très variable selon la composition de l’atmosphère : elle augmente avec la teneur en vapeur d’eau
de l’atmosphère et donc avec la nébulosité (c’est pour cela que le refroidissement par nuit claire est plus important que par nuit
nuageuse). Elle augmente aussi avec la proportion de “gaz à effet de serre”.
On a calculé que sans cet effet de serre, la température moyenne à la surface de la terre serait de –.18° C, au lieu de + 15°C.

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3.3 - CIRCULATION GENERALE (TROPOSPHERIQUE)
La circulation générale atmosphérique est le résultat de :
- La nécessité d’équilibrer le bilan radiatif de la terre : transfert d’énergie de l’équateur vers les pôles
- La rotation de la terre
Circulation théorique
Vent = déplacement horizontal de l’air créé par la force de pression qui est perpendiculaire aux isobares, dirigée des hautes vers les
basses pressions et proportionnelle au gradient de pression.
En surface
•Anticyclone froid près des pôles
• Dépression dynamique près des 60°
• Dépression convective équatoriale
• Anticyclone dynamique près des 30
en conséquence :
HN : vent de N du Pôle au 60°
vent de S entre 30° et 60°
vent de N entre 30° et équateur HS : sens inversé
En altitude
Disparition des anticyclones et dépressions thermiques
• Hautes valeurs dans l’air chaud de faible densité près de l’équateur (maximum vers le 15°)
• Basses valeurs dans l’air froid et dense des régions polaires
On devrait donc avoir :
HN : vent de S du 15° au pôle, vent de N faible du 15° à l’équateur
HS : directions inversées
Ce schéma assurerait facilement les transferts énergétiques méridiens nécessaires
Force de Coriolis et hypothèse géostrophique
Force de Coriolis : due à la rotation de la terre, proportionnelle au sinus de la latitude, elle dévie les objets en mouvement, vers la droite
dans l’HN, vers la gauche dans l’HS
Hypothèse géostrophique : la force de Coriolis est opposée à la force de pression (Fc = - Fp) ; on montre alors que le vent
géostrophique est parallèle aux isobares
Règle de Buys-Ballot : dans l’HN le vent tourne dans le sens des aiguilles d’une montre autour des anticyclones. Sens inversé autour des
dépressions.
Règle inversée dans l’HS
- Hypothèse géostrophique non valable près de l’équateur (sinus de la latitude trop faible)
- Forces de frottement près du sol, surtout sur les continents : le vent rente dans les dépression et sort des anticyclones
Circulation géostrophique moyenne
En surface En altitude
0
90N
90S
60N
30N
30S
60S
D
D
D
A
A
A
A
alizés
alizés
calmes équatoriaux
Ca
lm
es
ca
lm
es
ca
lm
es
ca
lm
es
ca
lm
es
Jet
st
r
ea
m
H
H
Jet
st
B
B
r
ea
m
En thermodynamique, on montre qu’en moyenne la force du vent d’ouest augmente avec l’altitude jusqu’à la tropopause.
Le « jet stream » est un axe de vent très fort, sous la tropopause tropicale, aux latitudes moyennes, plus marqué en hiver.
De l’énergie d’origine tropicale est ainsi transformée en énergie cinétique à des latitudes plus élevée, et le jet stream joue un rôle majeur
dans la formation des perturbations des latitudes tempérées