(Microsoft PowerPoint - Notions de m\351t\351orologie)

Notions de météorologie
Définition et champ d’action
La météorologie, du grec µετεψρα et λογοϖ : « science des choses de l'air », est la science de
l'atmosphère ; plus exactement, elle étudie les processus mécaniques et physiques qui en
déterminent l'évolution et rend compte des phénomènes essentiellement observés dans sa
partie la plus basse, appelée troposphère.
Rappelons que les 9/10ème de l'atmosphère se situent approximativement au-dessous de 16 km
et les 99/100ème au-dessous de 31 km.
La plupart des phénomènes atmosphériques qui caractérisent le temps (nuages, pluie, neige,
tempêtes, cyclones) se situent entre la surface du globe et une dizaine de kilomètres d'altitude.
Processus atmosphériques, généralités
L'atmosphère, mince pellicule enveloppant le globe terrestre, est soumise à des variations de
températures dues essentiellement aux apports et pertes de chaleur qu'elle subit, soit par sa
base (échanges sol-atmosphère et mer-atmosphère), soit dans ses niveaux supérieurs
(rayonnement vers l'espace), ainsi qu'aux détentes ou compressions résultant des mouvements
verticaux de l'air.
Les processus atmosphériques sont les différentes transformations physiques qui, à partir des
apports et retraits d'énergie observés dans l'atmosphère, permettent d'expliquer les variations
de température, les formations de nuages et de précipitations ainsi que les mouvements de l'air
à différents niveaux et à différentes échelles.
Grâce au réseau mondial dont il dispose, le météorologiste peut effectuer une approche
expérimentale de ces processus et mener parallèlement leur étude théorique à partir des lois
fondamentales de la mécanique et de la physique.
Description instantanée de l’état de l’atmosphère
Représentation mathématique de l’état de l’atmosphère
L'air atmosphérique est un fluide en perpétuel mouvement et en continuelle évolution
thermique.
Le physicien est conduit à considérer cette atmosphère comme un ensemble d'un nombre
théoriquement infini de volumes élémentaires, appelés particules.
L'état de l'atmosphère entière à un instant donné est l'ensemble des états des différentes
particules.
En d'autres termes, il est défini par :
- l'ensemble des vecteurs vents appelé champ de vent (ou de mouvement) ;
- l'ensemble des masses volumiques, appelé champ de masse volumique ;
- l'ensemble des pressions, appelé champ de pression ;
- l'ensemble des températures, appelé champ de température.
Le premier de ces champs est un champ vectoriel, les autres sont des champs scalaires.
Représentation graphique de l’état de l’atmosphère : lignes et surfaces isobares
Comment représenter les champs mathématiques caractérisant l’état de l’atmosphère qui sont à
trois dimensions comme l'espace ?
On s’intéresse à la représentation de la pression atmosphérique.
Ce choix se justifie par le fait que la pression atmosphérique est l'une des variables
météorologiques qui déterminent les conditions météorologiques.
Cartes de surface
En surface, nous utilise des lignes isobares qui représentent le champ de pression reporté au
niveau moyen de la mer.
Les isobares sont des lignes qui relient tous les points où la pression atmosphérique (ramenée au
niveau de la mer) est identique.
Deux isobares voisins sont généralement espacé de 4Hpa (ou mbar) sur les cartes anglaises et
5Hpa sur les cartes françaises.
La pression atmosphérique est rappelée sur certaines lignes, soit explicitement (ex 1013 = 1013
Hpa) ou partiellement (ex 13 = 1013 hPa).
De la même manière qu'une carte IGN, grâce à ses courbes de niveaux, vous permet d'avoir une
vision du relief d'un paysage, les cartes isobariques permettent d'avoir une vision du « paysage
meteo » général en terme de pression atmosphérique. On peut ainsi y voir les anticyclones et
les dépression.
Cartes d’altitude
Pour décrire l'atmosphère il faut aussi considérer les couches hautes de celle-ci. On trouve donc
des cartes qui représente la situation en altitude.
Dans le cas des cartes isobariques de surface (au sol), on représente la pression atmosphérique
de chaque point ramené à une altitude constante de 0m (niveau de la mer). Les lignes isobares
relient tous les points où la pression est la même.
Les cartes météo d'altitude utilisent une logique inverse : on représente pour chaque point de la
surface l'altitude où on trouvera une pression atmosphérique constante.
Sachant qu'avec l'altitude la pression diminue (très approximativement de 10 hPa/100m). Au sol
elle est en moyenne de 1013 hPa, à la limite de la troposphère (environ 10km d'altitude) elle
n'est plus que d'environ 250 hPa.
Les isohypses relient tous les points où l'altitude d'une surface de pression donnée est la même.
Par exemple pour les cartes de surface 500 hPa, l'isohypse 5560m relie tous les points où à cette
altitude la pression est de 500 hPa.
En altitude, on travaille sur des surfaces isobares et on y analyse les isohypses, des lignes d’égale
hauteur géopotentielle de la surface.
La méthode la plus commode, couramment utilisée dans tous les services météorologiques du
monde, consiste à représenter tout d'abord chaque surface isobare par ses courbes de niveau.
Dans l'espace à trois dimensions que forme l' atmosphère, une surface isobare est une surface
réunissant à un instant déterminé les points en lesquels la pression atmosphérique est égale à
une même valeur donnée.
Pour comprendre ce qu'est une carte d'altitude on peu imaginer une surface avec des collines et
des vallées. Les collines sont les Anticyclones, puisque l'air y est plus dense, donc plus lourd, il
faut ainsi aller plus haut pour trouver la pression atmosphérique spécifiée. Les vallées sont les
dépressions puisque l'air étant plus léger, on trouve la pression atmosphérique spécifiée plus
bas.
On trouve des cartes pour les altitudes suivantes :
sol = 0 m d'altitude = Niveau de la mer (« SLP » sea level pressure en anglais).
850 hPa (850 mb height en anglais) représente la hauteur de la surface 850 hpa. Les cartes
« 850 hPa » sont les plus basse des cartes d'altitude (env 1800m) si on oublie les "SLP" .
Suffisamment haut pour commencer à s'affranchir de l'effet du sol (frottements, effets
locaux...), ce qui permet d'avoir des informations plus en rapport avec la nature des masses d'air
proprement dites, mais pas trop haut non plus pour que les informations reste facilement
transposable sur ce qui se passe au sol.
700 hPa
500 hPa Cette « couche » de la troposphère correspond grossièrement à l'étage moyen. Cette
couche est considérée comme la couche « directrice » puisque les systèmes météo et les
précipitations suivent souvent les vents à cette altitude. Ceux-ci (30 à 100 nœuds) se déplacent
le long des isohypses (comme un randonneur qui suivrait les courbes de niveaux pour moins se
fatiguer en évitant la pente).
300 hPa on arrive dans la partie supérieur de la troposphère. C'est ici que naissent la majorité
des phénomènes météo. On l'appelle souvent « jet stream level », parce que c'est à ce niveau
qu'existe le « jet stream » = Vents violents (> 100 Nœuds) liés aux contrastes de températures
des altitudes inférieurs. Les zones de forts vents peuvent indiquer un potentiel développement
de puissants systèmes dépressionnaires.
200 Hpa La plus haute, a la limite supérieur de la troposphère
Il est évident qu'une seule surface isobare est insuffisante pour représenter l'état de toute
l'atmosphère.
Or, les surfaces isobares sont en nombre infini (la pression atmosphérique étant une variable
continue) ; il ne saurait être question de les représenter toutes.
On peut se limiter à un certain nombre d'entre elles choisies conventionnellement et
internationalement fixées : ce sont les surfaces 1 000, 850, 700, 500, 300, 200, 150, 100, 70,
50, 20 et 10 hectopascals. Aux latitudes tempérées, les plus importantes sont 850, 700, 500,
300 et 200 hPa, ces valeurs correspondant respectivement à des altitudes moyennes
(croissantes) d'environ 1 500, 3 000, 5 500, 9 100 et 11 800 m.
Les projections horizontales des surfaces isobares standards servent à dessiner les cartes
d’analyse objective et de prévision où est étudiée la situation météorologique en altitude à
l'instant que l'on considère.
Sur ces surfaces plus ou moins ondulées et incurvées que constituent les surfaces isobares, les
météorologistes réunissent par des courbes les points possédant la même altitude
géopotentielle ; de telles courbes, appelées lignes isohypses , sont analogues à des courbes de
niveau d'une carte géographique et mettent ainsi en évidence la topographie des surfaces
isobares.
Les isohypses représentent la hauteur par rapport au niveau moyen de la mer où se trouvent
ces pressions.
Carte isobare (500 hPa), le 24 mars 1958 à 00 h T.U. (altitude en décamètres). Chacune de ces
surfaces isobares est, par définition, le lieu des points possédant une même valeur de la
pression (par exemple 500 hPa). Une telle surface n'étant pas horizontale, il est possible d'en
décrire la topographie en traçant sur une carte les lignes de niveau (appelées aussi isohypses),
comme le montre la figure ci-dessus.
La carte qui suit illustre une surface isobarique au niveau 500 mb. Le trait noir représente
l'endroit où l'atmosphère sera coupée afin de fournir une vue transversale de l'atmosphère. Le
graphique cartésien en bas de la carte donne justement cette coupe transversale de
l'atmosphère.
Sur la même carte, on peut aussi reporter les températures et les vents mesurés au niveau de
la surface isobare envisagée.
En résumé, pour représenter la répartition spatiale, à un instant donné, des différentes
grandeurs, pressions, températures et vents, il suffira de tracer, sur un certain nombre de
surfaces isobares, les isohypses, les isothermes, les lignes d'égale vitesse du vent (isotaches) et
les lignes de courant (tangentes, en chacun de leurs points, au vecteur vent).
La topographie des surfaces isobares, essentielle pour l' observation et la prévision du temps , se
décrit principalement en termes d'anticyclones , de dépressions , de dorsales et de thalwegs , et
aussi de cols barométriques et de marais barométriques (sur une surface isobare, un col
barométrique est une région en forme de selle séparant deux anticyclones et deux dépressions
disposés en croix, et un marais barométrique est une région faiblement dépressionnaire
analogue à une plaine).
Topographie des surfaces isobares
Anticyclones
Au sein de l' atmosphère ne cessent d'évoluer certaines
« régions » — à trois dimensions — pouvant tantôt se
développer pendant quelque temps puis disparaître,
tantôt se maintenir durablement, mais telles qu'à
chacun de leurs niveaux d'altitude, la pression
atmosphérique est plus élevée que dans les zones
avoisinantes au même niveau.
Pareillement, l'altitude géopotentielle de chacune des
surfaces isobares qui traversent ces régions est plus
élevée que dans les zones avoisinantes de la même
surface , c’est-à-dire qu’il faut monter plus haut en
altitude qu’aux alentours pour trouver les surfaces
isobares en question.
On appelle ces étendues tridimensionnelles de hautes pressions des anticyclones.
Au niveau moyen de la mer , les pressions dans un anticyclone sont donc sensiblement plus
élevées que la pression atmosphérique normale, proche de 1 015 hPa .
On dit qu'à une altitude donnée, un anticyclone s'établit, puis se renforce quand la pression
augmente en son centre, et qu'il s'affaisse ou s'affaiblit quand la pression y diminue.
La représentation habituelle du champ de pression
atmosphérique, sur les cartes météorologiques, à l'aide du
tracé des lignes isobares à un niveau déterminé (par
exemple le niveau de la mer) met en évidence les
anticyclones sous la forme d'un ensemble d'isobares
fermées sur elles-mêmes, entourant un centre où la
pression est maximale par rapport aux régions
environnantes.
On notera sur la coupe verticale que les surfaces isobares
dans un anticyclone forment un dôme au-dessus du centre
de hautes pressions.
Si donc l'on représente la topographie d'une surface
isobare déterminée, celle-ci dessine une « bosse » dans le
cas d'un anticyclone (et un « creux » dans le cas d'une
dépression).
Anticyclone - pression maximale
au centre : 1038 hectopascals. Les
flèches indiquent la direction vers
laquelle souffle le vent à la surface
du globe.
Vents et circulation anticyclonique
Selon la règle de Buys-Ballot la
circulation des vents autour d'un
anticyclone s'effectue dans le sens des
aiguilles d'une montre dans l'hémisphère
Nord et dans le sens inverse dans
l'hémisphère Sud.
La force du vent est proportionnelle à l'espacement des
lignes isobares.
Lignes isobares serrées : vent fort
Lignes isobares espacées : vent faible
Au voisinage de la surface terrestre, les vents sont
quelque peu divergents, à partir du centre
anticyclonique, mais en altitude ils tendent à s'écouler
parallèlement aux isobares.
Anticyclones et circulation atmosphérique générale
La circulation générale de la basse atmosphère tend à être régulée en grande partie par de
vastes centres d'action anticycloniques à caractère permanent ou semi-permanent, comme par
exemple l'anticyclone des Açores ou l'anticyclone thermique de Sibérie dans l'hémisphère Nord,
l'anticyclone de Sainte-Hélène dans l'hémisphère Sud.
Anticyclone et prédiction météorologique
L'anticyclones est porteur de beau temps à cause du principe suivant : lorsqu'on augmente la
pression de l'air, sa température augmente.
Dans un volume d'air donné avec une quantité d'eau donnée (humidité relative à X %), si la
température augmente, l'humidité relative baissera puisque plus l'air est chaud et plus il peut
contenir d'eau. L'air étant plus sec, les nuages se forment plus difficilement.
L'effet d'un anticyclone sur les températures
Pendant l'été, la nuit...
Lors d'une nuit claire, le sol perd de sa chaleur accumulée durant le jour. Si le ciel est clair,
l'énergie qui s'échappe du sol se disperse plus facilement dans l'atmosphère que lorsque les
nuages couvrent le ciel. Dans ce dernier cas, les nuages emprisonnent l'énergie, ce qui permet
de garder un peu de chaleur. Les nuits d’été en conditions anticyloniques sont donc fraîches.
Pendant l'été, le jour...
Quand les nuages sont absents, les rayons du soleil réchauffent pleinement le sol et
l'atmosphère en général. La température a toutes les chances d'être plus élevée.
Dans le cas contraire, les nuages agissent comme un écran empêchant une bonne quantité des
rayons du soleil de passer. Les journées d’été en conditions anticyloniques sont donc chaudes.
Pendant l'hiver, la nuit...
Les nuits claires sont très froides car le peu de chaleur accumulé le jour s'échappe de la surface
pour aller dans l'atmosphère. Les nuits d’hiver en conditions anticyloniques sont donc très
froides.
Pendant l'hiver, le jour...
Les journées ensoleillées sont souvent provoquées par la présence d'un anticyclone. En hiver, les
anticyclones proviennent souvent d'un écoulement d'air froid et sec de l'arctique. C'est
pourquoi les journées ensoleillées sont souvent très froides. Par contre, les journées nuageuses
sont souvent synonymes d'un réchauffement. En effet, en hiver, les dépressions qui apportent
leurs nuages apportent aussi du temps plus doux car elles proviennent souvent de l'océan plus
chaud. Les journées d’hiver en conditions anticyloniques sont donc froides.
Dépressions et Cyclones
Le terme de cyclone est très couramment employé comme synonyme abrégé de l'expression
cyclone tropical : aux latitudes tempérées ou polaires, on lui préfère le terme de dépression ou
même celui de perturbation. Le terme de cyclone, s'il n'est pas qualifié par l'adjectif « tropical »,
ne devrait signifier rien d'autre en principe qu'une dépression quelle qu'elle soit.
Les dépressions sont les zones de basses
pressions atmosphériques accompagnées
d'une rotation des vents en sens inverse des
aiguilles d'une montre, ou sens cyclonique,
dans l'hémisphère Nord. Elles présentent
une grande variété de formes et d'origines.
Cyclone extratropical : la pression minimale
au niveau de la mer au centre d’une
dépression est de 992 hectopascals ; les
flèches indiquent la direction vers laquelle
souffle le vent à la surface du globe.
Dorsales
Une dorsale, ou crête anticyclonique, ou
encore langue de hautes pressions
consiste en une avancée de hautes
pressions issue d'un anticyclone, d'une
sorte d'excroissance anticyclonique.
Une dorsale a généralement pour effet de
stabiliser le temps.
Le vent accompagnant le passage de la
dorsale est faible et souvent de direction
variable.
On retrouve couramment la dorsale à l'avant d'une perturbation, plus précisément avant le
front chaud d'où son emploi régulier dans les médias : une crête anticyclonique mobile
stabilisera notre temps avant l'arrivée d'une nouvelle perturbation.
Une dorsale a aussi pour effet d'amener des masses d'air avec elle comme sur l'exemple
choisi où l'on voit qu'elle fait remonter de l'air chaud vers le Nord-Ouest. Un front chaud
caractérise d'ailleurs ce phénomène.
Thalweg
Un thalweg (ou talweg), encore appelé creux barométrique, consiste en une avancée de basses
pressions issues d'une dépression, d'une sorte d'excroissance dépressionnaire.
Un thalweg est une région dépressionnaire de l'atmosphère prenant à l'horizontale une forme
suffisamment allongée pour qu'on puisse y distinguer un axe passant par son centre : la
direction de cet axe reste à près uniforme sur les différentes surfaces où est examinée la
dépression, c'est-à-dire sur la surface du niveau moyen de la mer et sur les différentes surfaces
isobares standards.
La forme et la cote des lignes isobares au niveau moyen de la mer ou celles des lignes
isohypses sur une surface isobare mettent alors en évidence, sur chaque surface quasi
horizontale, une « vallée » qui est le tracé de l'axe du thalweg, rassemblant les points de la
dépression où la courbure des lignes isobares ou isohypses est maximale.
Autour de ces lignes, le vent circule dans le sens inverse des aiguilles d'une montre pour
l'hémisphère Nord, dans le sens opposé pour l'hémisphère Sud : on parle de courbure
cyclonique.
La configuration topographique inverse d'un thalweg est celle qui est associée aux régions
anticycloniques de l'atmosphère et s'appelle une dorsale .
Col
Un col est une aire de transition entre deux
anticyclones et deux dépressions.
Le vent y est variable à nul et de direction variable.
L'exemple ci-contre est assez explicite.
Néanmoins, il existe trois sortes de col : le col dit
symétrique, le col dit dépressionnaire et le col dit
anticyclonique.
Ainsi, on appellera col symétrique, une régions où ni
les anticyclones, ni les dépressions ne semblent
prendre le dessus.
Dans un col dépressionnaire, des thalwegs émis par
des dépressions peuvent se développer de telle sorte
que l'on a l'impression qu'ils vont faire jonction.
Dans un col anticyclonique, c'est le contraire, les
anticyclones émettent des dorsales qui donnent
l'impression d'une union anticyclonique.
Marais barométrique
Un marais barométrique consiste en une zone à faible gradient de pression. Les isobares y sont
mal organisées, des creux (le plus souvent thermiques) s'y développent mais ne sont pas très
profonds. Le vent y est variable et faible, voire nul.
On retrouve relativement souvent ce type de condition atmosphérique lors des journées
chaudes estivales. On y trouve généralement un temps chaud et lourd. Le faible gradient de
pression et l'influence ni dépressionnaire ni anticyclonique en font une zone propice aux
développements convectifs importants. Ainsi, c'est dans un marais barométrique que les orages
les plus violents peuvent se former. On retrouvera en quasi-permanence des marais
barométriques dans les régions situées le long de l'équateur.
Résumé…
Évolution de l’état de l’atmosphère
La description qui précède vaut pour un état de l'atmosphère à un moment donné.
Cependant, en tout point, chaque grandeur atmosphérique évolue dans le temps en raison des
apports ou des retraits d'énergie dus au rayonnement, aux mélanges de masses d'air, aux
échanges avec la couche-limite, à l'évaporation, à la condensation, etc.
D'autre part, des liaisons physiques existent, on le sait, entre les champs de pression,
température et vent.
Toute modification de l'un ou de l'autre d'entre eux se répercute sur les autres, ce qui explique
des circulations très diversifiées que l'on est amené à observer lorsqu'on suit au jour le jour,
par exemple, le champ des isohypses au niveau 500 hPa sur l'ensemble d'un hémisphère.
Masses d’air et fronts
Les masses d’air
Sur de grandes étendues, notamment au dessus des océans et des régions continentales
intérieures, la température et l'humidité de l'air sont à peu près uniformes.
Le terme de « masse d'air », fréquemment employé par les météorologistes, désigne une
portion importante de l'atmosphère (l’extension horizontale d’une masse d’air est de l'ordre de
quelques centaines à quelques milliers de km et sa hauteur varie de quelques centaines de
mètres à quelques km) et qui possède des caractéristiques physiques et une structure
suffisamment homogènes, en particulier du point de vue thermique, pour pouvoir être
identifiée et suivie pendant plusieurs jours, voire plusieurs semaines.
D’où la définition :
Une masse d'air est une étendue d'air caractérisée par:
- une situation météorologique stable (période d'au moins une semaine)
- une grande homogénéité dans la répartition verticale de la température et de l'humidité
(pas de variation brutale).
Comment se forme une masse d'air ?
Lorsqu'une région géographique de grande dimension possède des propriétés de surface
relativement homogènes et que la situation météorologique y est stable pendant une période
assez longue, au moins de l'ordre d'une semaine, l'air qui surmonte cette région tend à
s'homogénéiser horizontalement et il se constitue alors une masse d'air répondant aux
caractéristiques énoncées précédemment.
Par exemple, en hiver, les hautes latitudes ne reçoivent que très peu d'ensoleillement,
l'hémisphère nord étant incliné à l'opposé du soleil. L'air de ces régions devient alors très froid.
Par contre, l'air au dessus du golfe du Mexique est plus chaud et très humide grâce à la présence
du golfe.
La masse d'air du nord et celle du golfe du Mexique ont donc des caractéristiques opposées.
Où se forme une masse d'air ?
Elle se forme le plus souvent là ou les circulations sont ralenties et les situations stables. Les
régions sources des masses d'air sont donc essentiellement les zones de haute pression
persistantes, propices à la stagnation, à savoir :
- les zones de latitude élevée qui donnent naissance à l'air polaire (Sibérie, Canada...), glacial
et sec, et l’air arctique (océan Arctique) froid et sec.
- la ceinture anticyclonique subtropicale qui engendre l'air tropical, chaud et humide lorsqu'il
se forme au dessus des océans (air tropical maritime), chaud et sec lorsqu'il se forme au
dessus des régions désertiques (air tropical continental).
Une masse d'air se déplace t'elle ?
Une masse d'air se déplace selon les principes de la circulation atmosphérique générale : l'air
froid tend à s'écouler vers l'équateur alors que l'air chaud se dirige vers les pôles.
Dans ce cas, ses caractéristiques peuvent évoluer au contact du nouvel environnement. On parle
alors de masse d'air « secondaire ».
Quelles masses d'air peuvent concerner l'Europe et quel temps causent-elles?
Plusieurs masses d'air peuvent atteindre l'Europe et y apporter un temps caractéristique. Leur
origine, et le trajet emprunté vont influer sur leur propriété et déterminer le temps en Europe.
- L'air arctique et l'air polaire, qui arrivent par l'Atlantique (invasion froide du Labrador) ou la
mer du Nord ; le passage de cette masse d’air au dessus des zones océaniques la réchauffe et la
charge d'humidité par la base, ce qui la déstabilise. Elle devient alors une masse d'air polaire
maritime à caractère convectif, et s'accompagne d'un temps à nuages cumuliformes et averses.
L'instabilité est beaucoup plus marquée pour l'air d'origine arctique, plus froid à l'origine.
Notons aussi que cette instabilité est plus forte en été.
- L’air arctique et l’air polaire peut aussi arriver par l'Europe de l'Est (masse d'air polaire
originaire de Sibérie) ; cette masse d'air garde son caractère d'origine car elle se déplace sur une
surface froide et sèche. Cette masse d'air polaire continentale envahit alors l'Europe de l'Ouest
et est à l'origine de vagues de froid intenses. Le temps associé est généralement clair et sec,
avec occasionnellement des stratus ou stratocumulus dus à l'humidification des basses couches
au dessus de la Baltique ou de la mer du Nord.
- L'air tropical provient souvent de la zone anticyclonique atlantique. Il s'agit donc d'air
tropical maritime, chaud et humide. En hiver, il se refroidit par la base et se stabilise : son
arrivée chez nous se traduit par des brumes ou brouillards ou nuages stratiformes bas.
En été, la masse d'air devient instable et la convection se développe.
- Parfois, l’air tropical il provient aussi des déserts du Sahara ou de l'Arabie (là où il s'est
formé). Chaud et instable, cet air se charge d'humidité en traversant la Méditerranée et
provoque souvent des orages sur les reliefs ou les régions méridionales.
Remarque : on ne parlera pas de l'air équatorial, issu des ceintures anticycloniques
subtropicales, et qui n'atteint jamais l'Europe. (c'est dans ce type d'air que l'on retrouve les
cumulonimbus à très grand développement vertical).
Classification des masses d'air
Quatre masses d’air principales résultent de la circulation générale de l’atmosphère. Elles se
distinguent essentiellement par leur température avec, du nord au sud de l'hémisphère nord :
- l'air arctique (en bleu foncé)
- l'air polaire (en bleu clair), se situe entre l'air arctique et l'air tropical. Il est constitué d'une
partie de l'air arctique réchauffé au cours de sa descente vers le Sud.
- l'air tropical (en rosé), très chaud et humide est constamment nourri par de la vapeur d'eau en
provenance des océans équatoriaux ;
- l'air équatorial (en rouge)
Le front polaire est la frontière entre l'air tropical et l'air polaire.
En plus de diviser les masses d’air selon un régime de température, on les divise aussi selon leur
humidité spécifique.
Une masse d'air sec portera un nom composite dont le dénominateur sera l'expression
« continental », pour laisser entendre que son passage au-dessus du continent ne lui a rapporté
que peu d'humidité.
D'autre part, le mot « maritime » identifie des masses d'air humide arrivant des grandes
étendues d'eau ou des grandes sources d'humidité que sont les océans ou les grands espaces où
la végétation est abondante.
En combinant les deux types de classification, on obtient un total de six masses d'air :
continentales polaires (cP),
continentales arctiques (cA),
continentales tropicales (cT),
maritimes polaires (mP),
maritimes arctiques (mA),
maritimes tropicales (mT).
Les différentes masses d'air (Europe)
Le temps lié aux masses d'air (Europe)
Origine des mouvements de l’air
Le mouvement des masses d’air peut être relié au champ de pression par un système
d'équations aux dérivées partielles.
Les grandes masses d'air qui se forment sont poussées par la circulation atmosphérique. Les
anticyclones (A) et dépressions (D) assurent la circulation de ces masses d’air et donc des fronts.
Il est toutefois possible d'en donner une approximation simple, valable en dehors des régions
équatoriales, en se plaçant en régime d'équilibre ; dans ce cas, le vent horizontal, appelé vent
géostrophique, est parallèle aux lignes isobares ; il est d'autant plus fort que la variation
horizontale de pression est grande.
Mais les grands mouvements horizontaux trouvent essentiellement leur source dans la
répartition différenciée de l'énergie thermique à la surface du globe.
En effet, si notre planète est en équilibre radiatif global, c'est-à-dire qu'elle réémet vers l'espace
une quantité de rayonnement infrarouge de grande longueur d'onde équivalente au
rayonnement solaire reçu, cet équilibre n'est cependant réalisé ni localement ni instantanément.
Ainsi, les régions équatoriales reçoivent par rayonnement plus de chaleur qu'elles n'en émettent,
tandis que le phénomène inverse se produit dans les régions polaires.
Il en résulte un déséquilibre géographique permanent qui affecte considérablement le
fonctionnement de l'atmosphère et amène des transferts horizontaux de chaleur de l'équateur
vers les pôles par l'intermédiaire des masses d'air chaud. Ces mouvements sont compensés par
le déplacement en sens inverse de masses d'air froid des pôles vers les tropiques. Les chaleurs de
vaporisation et de condensation de l'eau entraînent également des transferts méridiens.
Mais ce transfert de chaleur n'est pas le seul phénomène susceptible d'expliquer le mouvement
de l'atmosphère. Si celle-ci était initialement en repos relatif par rapport au globe terrestre, les
masses d'air situées près de l'équateur tourneraient plus vite que celles situées au voisinage des
pôles. Dans leurs déplacements méridiens causés par les phénomènes thermiques, les masses
d'air équatoriales, se dirigeant vers les pôles, auraient tendance, par suite de leur inertie, à
tourner plus rapidement que la Terre elle-même. Leur mouvement apparaîtrait donc comme un
vent d'ouest. En revanche, les masses d'air d'origine polaire, déplacées vers l'équateur, auraient
tendance à tourner moins vite que la Terre et leur mouvement apparaîtrait comme un vent d'est.
Ces considérations se compliquent encore en raison du frottement exercé par la Terre sur
l'atmosphère, phénomène dont les effets sont encore mal connus.
Origine des précipitations
Les abaissements de température qui se produisent lors des mouvements ascendants ou au
contact des masses d'air, tendent à condenser la vapeur d'eau sous forme de gouttelettes qui
constituent les nuages. Si la détente continue à faire croître les gouttelettes, les plus grosses
d'entre elles captent dans leur chute les plus petites ; si le nuage prend une extension suffisante,
elles atteignent la grosseur des gouttes de pluie : le nuage précipite.
Un autre processus permet d'expliquer la pluie : lorsque la condensation se produit à des
températures suffisamment basses, des cristaux de glace apparaissent au milieu de gouttelettes
surfondues qui s'évaporent à leur profit. Ces cristaux deviennent des flocons de neige qui fondent
en tombant et se transforment en pluie.
Ainsi, le processus des précipitations est essentiellement déclenché par l'existence de vitesses
verticales qui peuvent être, soit de l'ordre de 10 m/s et concerner des zones limitées
correspondant à des nuages à grand développement vertical, soit de l'ordre de quelques
centimètres par seconde ; il s'agit dans ce dernier cas de grandes perturbations qui intéressent
des surfaces de plusieurs centaines de milliers de kilomètres carrés et se déplacent en étroite
relation avec le mouvement horizontal de l'air.
Les fronts
Deux masses d'air de température différente qui se rencontrent, ne se mélangent pas, car les
différences de températures conduisent à des différences de densité : l'air froid tend à se
répandre à proximité du sol tandis que l'air chaud monte.
La zone de transition entre deux masses d'air distinctes (où varient sensiblement et rapidement
les champs horizontaux de température et d'humidité, par exemple des masses d'air froid et d'air
chaud) appelée surface frontale ou barocline, et se divise en fronts (plus exactement, c’est la
projection au sol de la zone de conflit qui est appelée front).
Les fronts jouent un rôle déterminant dans l'état du temps. Les fronts, qui ont l'ampleur de
véritables systèmes, peuvent avoir une largeur de plusieurs milliers de kilomètres et une
hauteur de plusieurs km.
Comme chacune des masses d'air les pousse à sa propre vitesse, ces fronts se déplacent à des
régimes différents.
L'évolution du temps en Europe, est donc un processus d'équilibre entre les masses d'air froid et
d'air chaud. Ce sont les fronts qui marquent les changements de temps.
Suivre les fronts pour prévoir le temps
Les mouvements ainsi expliqués et effectivement constatés dans l'atmosphère amènent au
voisinage l'une de l'autre des masses d'air aux caractéristiques thermodynamiques différentes,
qui ne se mélangent que lentement et dont la surface de séparation, appelée surface frontale,
est susceptible de persister plusieurs jours.
Les déplacements par rapport au sol de la surface frontale engendrent des advections
(déplacements de masses d'air) chaudes ou froides. Les vitesses horizontales dans l'air froid et
dans l'air chaud, généralement différentes, entraînent le glissement d'une masse d'air sur
l'autre. Les mouvements verticaux dus au soulèvement de l'air chaud par l'air froid provoquent
la formation de condensations et souvent de précipitations.
Un système frontal comprend sa propre dépression, porteuse de mauvais temps : nuages bas,
précipitations, givrage, turbulence, orages et tornades.
Ainsi les fronts sont aisément détectés par leurs manifestations atmosphériques qui intéressent
de vastes zones géographiques, et c'est en prévoyant leurs déplacements que le prévisionniste
essaye de préciser l'évolution du temps.
Classification générale des fronts
À l'échelle de l'atmosphère terrestre, on peut distinguer plusieurs types de fronts suivant leur
position géographique et les masses d'air qu'ils séparent :
le front polaire, qui existe dans chaque hémisphère, sépare l'air polaire de l'air tropical ; le
front polaire de l'hémisphère Nord se subdivise en front polaire pacifique, front polaire
américain, front polaire atlantique ;
le front arctique dans l'hémisphère Nord, le front antarctique dans l'hémisphère Sud séparent
l'air quasi stagnant et en voie de refroidissement radiatif au voisinage des calottes polaires et
l'air en mouvement qui se réchauffe par convection sur la mer ;
le front intertropical, situé près de l'équateur thermique, sépare les circulations tropicales des
deux hémisphères ; sur les continents, cette limite frontale ne présente généralement que peu
ou pas d'activité, sauf dans le sud de la dépression intertropicale ; cette zone dépressionnaire où
convergent les alizés est appelée zone de convergence intertropicale ;
les fronts d'alizés sont des fronts saisonniers, nets, surtout pendant l'été de l'hémisphère
considéré et distinguant deux cellules anticycloniques subtropicales.
Classification des fronts intéressants l’Europe
Parmi les six types de masses d'air qui entourent la planète, quatre donnent la couleur du temps
dans l'hémisphère Nord.
En général, chacune de ces zones est identifiée à la masse d'air la plus froide, presque toujours
située sur sa facette Nord :
- Front continental arctique : le front continental arctique, dit aussi arctique, sépare la masse
continentale arctique de la masse maritime arctique, plus au Sud : nette séparation entre un air
sec et très froid et un autre moins froid et moins sec.
- Front maritime arctique, ou maritime : comme il n'existe pas de masse d'air continental
polaire, ce front divise les masses maritime arctique et maritime polaire, essentiellement
différenciées par leur différence de température et leur contenu en vapeur d'eau.
- Front maritime polaire, ou polaire : dans une perspective tridimensionnelle, la combinaison
des masses d'air froid forme un énorme dôme couvrant la partie supérieure du globe, dôme
entouré de tous côtés par l'air tropical. À l'extrême Nord, cet air a déjà toutefois été
considérablement refroidi .
Dans le modèle norvégien, il y a cinq masses d'air dans les latitudes moyennes de la planète. Les
zones où ces masses d'air se rencontrent portent le nom de front et il y en donc quatre. En
général, chacun de ces fronts est identifié à la masse d'air la plus froide, presque toujours située
sur sa facette nord.
Le front polaire, au sud duquel s'étend l'air maritime tropical, sépare donc essentiellement
l'air polaire de l'air tropical. En raison des forts contrastes de température et d'humidité qui
prévalent l'hiver entre ces masses, le front polaire génère beaucoup de précipitations,
d'orages, et parfois d'orages violents.
Le front polaire de l'Atlantique nord, qui, en moyenne, s'étend des côtes orientales des
États-Unis d'Amérique au nord-ouest de l'Europe, a été étudié en détail par les
météorologistes norvégiens.
Sur ce front se développent des ondulations accompagnées d'un temps perturbé. Celles-ci
et les divers phénomènes qui s'y rattachent (systèmes nuageux, hydrométéores) sont
appelées perturbations du front polaire ou extratropicales.
Fronts froids, fronts chauds et perturbations
La limite entre les deux masses d'air (air chaud et air froid), appelée surface frontale, est une
zone souvent météorologiquement active à laquelle sont associés nuages et précipitations.
L'interaction des masses d'air chaud ou froid donne naissance selon la puissance, l'amplitude et
le sens de la trajectoire à des fronts froids ou à des fronts chauds.
Une limite frontale est dite front chaud si elle sépare deux masses d'air dont la plus chaude
se propage à l'arrière de la plus froide en s'élevant au-dessus d'elle.
De même, un front froid divise deux masses d'air dont la plus froide circule à l'arrière de la
plus chaude en la soulevant.
Ainsi, la naissance d'une ondulation sur le front polaire entraîne la formation d'un front chaud
et d'un front froid qui se développent ensuite pour former une perturbation.
Par ailleurs, les diverses parties d'un front ont des mouvements qui peuvent être différents. La
partie du front dont le déplacement est faible et très lent est appelée front quasi stationnaire.
Front froid
Un front froid est une portion de système frontal qui se déplace de façon telle que la masse d'air
la plus froide avance au détriment de la plus chaude. Un front froid est donc une limite de deux
masses d'air, l'air froid étant situé à l'arrière de la limite dans le sens du déplacement, mais
avançant plus vite. Lors du déplacement du front froid, l'air froid remplace donc l'air chaud.
Le front n'est pas un mur de séparation vertical parfaitement droit : l'air froid avançant plus
rapidement que l'air chaud, pousse à l'horizontale sur l'air chaud et celui-ci est
automatiquement soulevé ce qui crée en surface un effet de grattoir qui amène l'air chaud audessus de l'air froid.
L'air froid se déplaçant en surface sous l'air chaud, la limite entre les deux masses d'air, appelée
surface frontale, adopte une pente dont l'angle dépend de la vigueur de l'injection froide et de
son épaisseur.
Schéma d'un front froid : la masse d'air froid,
en bleu, « soulève » la masse d'air chaud, en
vert, provoquant la formation de nuages, le
plus souvent des cumulus.
Le soulèvement de l'air chaud au-dessus de l'air froid postérieur n'est pas dû à la différence de
densité des masses d'air, mais à des forçages issus des basses couches (convergence ou
cisaillement du vent par exemple), et/ou des interactions avec des éléments de haute altitude,
voisins de la tropopause.
Sur les cartes météorologiques, les fronts froids sont représentés symboliquement par une
ligne ornée de triangles pointant dans le sens de l'avancée du front.
Lorsqu'une masse d'air froid vient se positionner sous de l'air chaud, on a un front froid, qui
provoque la formation de nuages, sous forme de cumulus.
Les précipitations sont plutôt fortes et accompagnées de bonnes rafales de vent.
L'avancée du front froid déclenche systématiquement le processus de condensation.
La vitesse de déplacement d’un front froid se situe aux alentours de 40km/h.
Après le passage du front froid on constate une amélioration, des éclaircies mais celles-ci sont
très rapidement suivies d'un ciel de traine, s'accompagnant parfois de nombreuses averses,
dues à la présence d'air instable.
Front chaud
Un front chaud est une portion de système frontal qui se déplace de façon telle que la masse
d'air la plus chaude avance au détriment de la plus froide. Un front chaud est donc une limite de
masse d'air où l'air chaud est situé à l'arrière de la limite dans le sens du déplacement mais
avance plus vite. La masse d'air chaud s'élève au-dessus de la masse d'air froid. Lors du
déplacement du front chaud, l'air chaud remplace donc l'air froid.
Le soulèvement de l'air chaud au-dessus de l'air froid antérieur n'est pas dû à la différence de
densité des masses d'air en présence, mais à des forçages issus des basses couches
(convergence ou cisaillement du vent par exemple), et/ou des interactions avec des éléments de
haute altitude, voisins de la tropopause.
Schéma d'un front chaud : la masse d'air
chaud, en vert, s'élève au-dessus de la masse
d'air froid, en orange, provoquant la formation
de nuages, le plus souvent des nimbostratus.
Un front chaud est symboliquement
représenté par une ligne ornée de demicercles rouges pointant dans le sens de
l'avancée du front.
L'arrivée du front chaud s'annonce par des nuages élevés car l'air chaud s'élève en diagonale par
rapport à l'horizon au dessus de l'air froid (l'air chaud est plus léger que l'air froid) et a la
propriété de se condenser tout en se déplaçant vers des altitudes élevées.
On peut alors observer la formation de cirrus, filaments hauts dans le ciel et de cirrostratus,
dans un ciel bien dégagé ou de cirrocumulus en cas d'instabilité.
Ces nuages ne donnent pas de précipitations car ils sont très en haut en altitude, où il fait
beaucoup trop froid. Ils se composent de cristaux de glace qui fondent et s'évaporent sous
l'effet de la gravité avant de toucher le sol.
En avançant et du fait de sa forme inclinée le front chaud concerne alors les altitudes moyennes
puis les altitudes plus basses. On alors de la bruine, de petites précipitations, du crachin
Lorsque la perturbation est passée nous avons alors des éclaircies avec des masses nuageuses
semblables à celles qui avaient précédé ce front.
La vitesse de déplacement d'un front chaud est d'environ de 25km/h
Front quasi stationnaire
Front le long duquel on ne décèle pas - ou très peu - de mouvement relatif de l'air chaud par
rapport à l'air froid ou inversement.
Les fronts de ce type sont dessinés par des traits alternativement rouges et bleus ou ornés
alternativement de demi-cercles et de triangles noirs, les premiers dirigés vers l'air froid, les
seconds vers l'air chaud.
Le front occlus
On parle de front occlus lorsque trois masses d'air, l'une
chaude, l'autre froide et la troisième encore plus froide, se
rencontrent ; par exemple, lorsqu'un front froid rattrape un
front chaud, l'air chaud se retrouve pincé entre deux
masses d'air plus ou moins froid.
Il en existe deux sortes: le front occlus froid et le front occlus chaud.
Dans le cas d'un front occlus froid, un front très froid dépasse un front chaud. Le front froid
force à la fois le front chaud et l'air frais du sol à s'élever. Le temps est alors similaire à celui
d'un front chaud au début, puis devient semblable à celui d'un front froid, avec de fortes
précipitations. La couverture nuageuse est diverse.
Un front occlus chaud a lieu lorsqu'un front frais pousse un front chaud qui était au dessus
d'un front froid. Ce front frais s'élève lui aussi au dessus de la masse d'air plus froide, en
forçant le front chaud à s'élever davantage. Dans ce cas, ce front-ci (le plus froid) est plus
avancé que le front occlus au niveau de la surface, de l'ordre de 300 km en avant. On a alors
un temps similaire à celui d'un front chaud.
À nos latitudes tempérées, il peut arriver, que l’été par exemple, l’air suivant la perturbation soit
plus froid que celui qui l’a précédée car il vient de l’océan. En hiver, c’est le contraire. On parle
alors d’occlusion à caractère froid dans le premier cas et dans le second cas d’occlusion à
caractère chaud.
Ces phénomènes sont pratiquement identiques mais bien plus forts et intenses, laissant un
temps souvent très longtemps perturbé.
Sur une carte météorologie, le front occlus est matérialisé par une ligne accompagnée de demicercles et de triangles souvent de couleur violette.
Le front occlus se forme à cause de la différence de vitesse entre le front froid et le front chaud.
En effet, les fronts froids sont plus rapides que les fronts chauds.
Lorsque le front froid atteint le front chaud, l'air chaud devient de plus en plus pincé ou coincé
entre les deux fronts. Il sera soulevé en altitude et le système devient occlus, aussi appelé
trowal.
Perturbations
Formation des perturbations extratropicales ou cyclogenèse
Une dépression naît de la rencontre entre de l'air chaud
venu de l'équateur et de l'air froid venu du pôle.
C'est donc un conflit entre une masse d'air froid et une
masse d'air chaud.
Un mécanisme se met alors en place pour donner
naissance aux dépressions.
L'ensemble de ce processus est appelé cyclogenèse.
D'après l'école norvégienne, les conditions nécessaires à la formation et au développement de
ces perturbations sont les suivantes :
existence préalable d'une zone frontale séparant une masse d'air tropical et une masse
polaire, qui circulent d'ouest en est parallèlement l'une à l'autre, et la première plus
rapidement que la seconde ;
localisation de cette zone frontale dans un champ de déformation de l'atmosphère, par
exemple au voisinage d'un col barométrique.
Naissance d’une perturbation
Les perturbations atmosphériques sont des phénomènes ondulatoires qui prennent naissance
sur les grandes surfaces de discontinuité atmosphériques tel que le front polaire.
Stade 1 : naissance d’un front chaud au front polaire
L'air chaud de la masse d’air tropical est plus léger et donc il s'élève. Cet air chaud contient
aussi plus de vapeur d'eau que l'air froid.
À l’inverse, l’air froid, généré au niveau des pôles, est lourd et s'écoule prés du sol.
De plus, l'air froid tend à s'écouler vers l'équateur alors que l'air chaud se dirige vers les pôles
mais monte en altitude pour s'y écouler : l'air froid va pouvoir s'écouler vers le sud. Comme il
est dense et compact, il se déplace au niveau du sol.
A l'inverse, l'air chaud va progresser vers le nord, essayant de s'enfoncer dans l'air froid. Mais
comme il est plus léger que l'air froid, il va « contourner l'obstacle » en s'élevant. Cette
ascension est très lente, la pente étant de 1 à 2% maximum. La surface de contact entre ces
deux masses d'air est appelée front.
On parle de front chaud puisque c'est l'air chaud qui repousse l'air froid. L'inclinaison de la
pente étant faible, le front chaud peut être très étendu, mais d'une activité modérée.
Le refroidissement de la masse d'air chaud au niveau de ce front va entraîner la création de
nuages.
Un front quasi-stationnaire est situé dans une
région de pressions relativement basses entre
deux zones de hautes pressions. Les coupes
montrent la disposition relative des masses
d'air de part et d'autre de ce front.
L’image ci-contre montre un front stationnaire
entre deux masses d'air ayant des températures et
humidité différentes.
Les vents sont parallèles au front et aucun échange
ne se produit.
Cette situation est relativement instable puisque
des vents auront tendance à se développer à
travers la zone de contraste thermique pour
égaliser les températures.
Stade 2 : instabilité du front quasi-stationnaire
pour une raison inconnue à ce jour, on
constate la formation d'une onde instable sur
le front quasi-stationnaire initial.
En même temps que cette ondulation,
apparaît une petite zone de basses pressions;
de ce fait, les trajectoires de l'air froid et de
l'air chaud, parallèles au front dans le premier
stade, s'incurvent autour de la dépression
formée.
Il en résulte un accroissement de vitesse de l'air chaud et une diminution dans l'air froid. Au
nord de la dépression l'air chaud est repoussé en altitude.
Dans les stades suivants, l'onde continue à s'amplifier tandis que la dépression se creuse de
plus en plus.
Du front chaud à la dépression et au front froid
En s'élevant, l'air chaud laisse une zone de basse pression (dépression). L'air froid va alors
s'engouffrer vers la zone dépressionnaire.
Mais du fait de la rotation de la Terre, par effet de Coriolis, l’air froid ne se dirige pas directement
au centre, mais contourne la dépression sur la gauche dans le sens contraire des aiguilles d'une
montre (et inversement pour l'hémisphère sud).
L'air froid étant plus lourd que l'air chaud, il n'a aucun mal à se glisser sous l'air chaud et à le
repousser en altitude : la démarcation entre l'air froid et l'air chaud est une surface plus
fortement inclinée que celle obtenue avec la progression de l'air chaud sur l'air froid (environ
5%). Le refroidissement est plus important et les nuages plus actifs : ainsi est né le front froid,
bande nuageuse plus étroite que le front chaud.
Une perturbation (et une seule) est donc inévitablement associée à une dépression.
Remarque : il arrive que se forme un front froid secondaire. Ceci s'explique par la présence
d'une bouffée d'air encore plus froid et instable dans la masse d'air froid.
Il suffit d'une autre perturbation passant dans le
secteur pour induire l’instabilité et l’apparition
d’un point d'inflexion dans le front quasi
stationnaire, comme dans la figure, qui donnera
une circulation cyclonique en se développant.
Stade 3 : naissance de la perturbation
L'ondulation s'amplifie de plus en plus et la
zone de basses pressions se creuse
progressivement. La coupe BC montre la
poussée d'air chaud en altitude au nord du
sommet de la perturbation.
Perturbation à maturité
Stade 4 : la maturité
La perturbation est complètement développée.
À ce stade, la dépression atteint le maximum de
son développement et les deux fronts sont
incurvés dans la direction de leur progression,
comme les voiles d'un bateau.
Les isobares sont très serrées donnant une
intense circulation.
Les mouvements verticaux sont également à leur
maximum produisant le maximum de
précipitations.
Anatomie d’une perturbation
Une perturbation
caractérisée par :
nouvellement
constituée
est
la tête : elle se trouve à l'avant du front chaud
(plusieurs centaines de km séparent la tête de la zone
pluvieuse. La masse d'air est froide.
le corps : il est constitué du front chaud et du front
froid. Comme on l'a vu précédemment, le front chaud est
généralement d'une grande étendue et donne un aspect
filandreux sur les images satellites, alors que le front
froid est plus ramassé, mais aussi plus actif (jolie couleur
blanche sur les images).
la zone de liaison (secteur chaud) : zone séparant le front chaud du front froid (souvent du
gris sur les images).
la traine : zone à l'arrière du front froid (la masse d'air est froide).
Sur les photos satellites, on reconnaît la traine à la multitude de petites tâches qui la compose.
Cela s'explique par le fait que l'air frais, en se déplaçant vers le sud, passe sur des surfaces de
plus en plus chaudes: il est alors réchauffé à sa base, et la convection s'organise.
Évolution d’une perturbation : occlusion
Stade 5 : début de l’occlusion d'une perturbation
L'air froid, plus dense, circule plus vite que l'air chaud (de 20 à 70 km/h pour l'air froid, de 10
à 30 km/h pour l'air chaud). Le front froid rattrape donc petit à petit le front chaud et la zone
de liaison diminue. Lorsque le front froid rejoint le front chaud, il commence à repousser l'air
doux en altitude près de la dépression. Une partie de cet air est alors forcée de s'élever,
créant trowal et front occlus.
Il faut en général dans les 24 heures pour que la liaison entre les deux fronts se réalise. L'air
chaud, prisonnier entre les deux masses d'air froid (à l'avant et à l'arrière), est alors rejeté en
altitude : il y a naissance d'une occlusion caractérisée par la formation de spirales nuageuses
(front occlus).
Le système dépressionnaire se déplace toujours, mais un ralentissement commence à se faire
sentir.
À ce stade, l'air chaud est presque complètement coupé de la surface dans la dépression.
La frontolyse laisse une circulation cyclonique dans l'air froid situé sous le creux d'air chaud. Il
s'ensuit, au centre, une remontée de la pression et un affaiblissement tel, que le système
deviendra stationnaire dans bien des cas.
On aura occlusion à caractère de front froid ou de front chaud en fonction des températures
relatives de l'air froid antérieur et postérieur.
Stade 6 : poursuite de l’occlusion : mort de la dépression et dissipation
Le phénomène d'occlusion se poursuit et l'occlusion s'enroule autour de la zone de basses
pressions; les surfaces de discontinuité se frontolysent tandis que la dépression commence à se
combler.
Avec l'expulsion de l'air chaud en altitude rattrapé par l'air froid (occlusion), la dépression va
être coupée de son approvisionnement en air chaud et les contrastes de température vont
s'atténuer.
La zone dépressionnaire va alors se combler. L'air tourne encore sur lui-même, poussé par son
propre élan, jusqu'à ce que l'énergie soit consumée.
Il ne subsiste qu'un pseudo-front qui sépare les deux masses d'air polaire arrivées au contact.
Plus l'occlusion progresse, plus l'air chaud de surface devient découplé de la dépression. L'air
chaud est maintenant bien au sud-est du système, alors qu'à faible altitude une faible
circulation cyclonique persiste en présence d'un creux. De plus, l'énergie potentielle disponible
dans la masse d'air suit le secteur chaud ce qui sonne le glas de la dépression.
Stade 7 : fin de l’occlusion, retour à la normale
L'occlusion disparaît et le front quasi stationnaire initial reprend progressivement ses
caractéristiques d'origine. La masse d'air inférieur est formée d'un mélange d'air froid et d'air
chaud.
Phénomènes constatés au passage d'une perturbation (front chaud puis front froid). Cas
d'école.
On décrit ici l'exemple d'une dépression « parfaite » (vue en coupe verticale), mature, avec
ses 2 fronts bien différenciés. Dans la réalité, ça n'est pas toujours le cas, ne serait ce qu'en
fonction de l’ « âge » de la dépression et de la force des contrastes de masses d'air.
1. à l'arrivée du front chaud
La pression atmosphérique chute car de l'air plus léger (air chaud) remplace de l'air plus
dense (air froid), l'ascendance de l'air chaud accentuant le phénomène. (Voilà pourquoi le
baromètre baisse).
Le vent se met à souffler en direction du S/ SE
Différents genres de nuages se succèdent :
Apparition de Cirrus 12 à 24 h avant l'arrivée du front.
Arrivée de Cirrostratus (phénomène de halo autour de la lune ou du soleil, voir les
photométéores).
Arrivée d'Altostratus (soleil vu comme au travers d'un verre dépoli).
Les Altostratus s'épaississent en Nimbostratus, commençant à donner des
précipitations continues.
2. au passage du front chaud (marque au sol de l'air chaud)
la pression continue de chuter pour atteindre son niveau le plus bas
le vent s'oriente au SO
la température s'élève doucement
les Nimbostratus donnent des pluies continues.
3. à l'arrière du front chaud (secteur chaud)
la pression est stationnaire
le vent passe au secteur O
la température continue à s'élever pour atteindre son maximum
les stratus remplacent les nimbostratus et donnent de la bruine
4. à l'arrivée et au passage du front froid (marque au sol de l'air froid)
la pression est stable ou en légère baisse (fronts froids virulents)
le vent reste orienté à l'O.
la température est stable
reprise des précipitations continues par nuages moyens (nimbostratus et altostratus)
5. à l'arrière du front froid (traine)
la pression remonte très nettement (l'air froid plus dense remplace l'air chaud). Plus cette
remontée est rapide, et moins les averses seront fréquentes.
le vent tourne au NO puis au N
la température baisse assez nettement
les précipitations prennent un caractère d'averse. La traine qui succède au passage rapide
du front froid est composée de Cumulus et Cumulonimbus plus ou moins développés (selon
que la pression est élevée ou non). Les pluies peuvent parfois être catastrophiques.
Au final ne subsistent que des cumulus dont la taille diminue de plus en plus.
Remarque: le front secondaire : présent dans la traine, il est souvent associés à des lignes de
grains accompagnées de manifestations orageuses importantes avec grêle.
Cas de l'occlusion
Outre la disparition de la zone de liaison, l'occlusion se caractérise par des précipitations très
importantes engendrées par les Nimbostratus.
A ces Nimbostratus vont succéder directement des averses liées aux Cumulus et
Cumulonimbus.
Les mouvements qui s'organisent autour d'un col ont pour effet de mettre en contact des
particules d'air d'origines et de températures très différentes et d'augmenter ainsi le gradient
thermique horizontal.
Plus l'angle entre l'axe de dilatation et la zone frontale est petit, plus la concentration des
isothermes et la frontogenèse résultante sont rapides. Dans ces conditions, on observe le
développement d'une petite ondulation sur la zone frontale un peu à l'est du col
barométrique. Cette ondulation se déplace vers l'est en augmentant d'amplitude, tandis que
les déformations du champ de pression initial s'accentuent. C'est ainsi qu'à l'extrémité
septentrionale de la « langue » d'air chaud apparaît une petite dépression dont le centre se
situe un peu en arrière de l'onde frontale. Puis l'amplitude de l'onde continue à croître alors
que la dépression se creuse et acquiert une grande extension. L'air chaud opposant moins
d'inertie à la progression de l'air froid postérieur que l'air froid antérieur n'en oppose à la
progression de l'air chaud, on assiste au rétrécissement progressif de la langue d'air chaud
près du sommet de l'onde et au soulèvement de cet air chaud. Ce processus de rejet de l'air
chaud en altitude, près du sommet de l'onde, s'appelle occlusion. Les deux masses d'air froid
antérieure et postérieure se rejoignent alors, près du sol ; elles peuvent être séparées par un
front de surface qui, suivant les caractéristiques des masses froides en contact, peut être
chaud ou froid. Quant au fond de la vallée d'air chaud, il constitue un front d'altitude qui est
appelé front d'occlusion ou front occlus. En principe, on trace sur les cartes la projection du
front d'altitude, mais on omet en général le front de surface.
Nuages
Un nuage est un ensemble visible de minuscules particules d'eau liquide ou de glace, ou des
deux à la fois, en suspension dans l'atmosphère. Cet ensemble peut également comporter des
particules d'eau liquide de plus grandes dimensions, des particules liquides non aqueuses ou
des particules solides (vapeurs industrielles, fumées, poussière, sable...).
Les nuages proviennent de la condensation de la vapeur d'eau contenue dans l'air. Cette
condensation sous forme de gouttelettes d'eau liquide ou de cristaux de glace est toujours la
conséquence d'un refroidissement de l'air résultant le plus souvent de la détente subie par un
certain volume d'air qui s'élève dans l'atmosphère (ascendance) et qui est soumis, par
conséquent, à des pressions décroissantes.
Les gouttelettes d'eau, de forme sphérique, ont un diamètre compris entre 0,008 et 0,8 mm,
fréquemment de l'ordre de 0,02 mm. Les gouttelettes de diamètre supérieur au dixième de
millimètre ayant des vitesses de chute, en air calme, de l'ordre du mètre par seconde, ne
trouvent généralement pas dans les nuages du type altostratus de courants ascendants
suffisants pour les soutenir et tombent sous forme de pluie ou de bruine ; cependant, le plus
souvent, les gouttes d'eau qui forment la pluie ont un diamètre compris entre 1 et 7 mm.
Les flocons de neige ou les cristaux de glace ont, à poids égal, une vitesse de chute beaucoup
plus faible : ils sont soumis, du fait de leur forme, à une résistance de l'air plus importante.
La diffusion de Mie
Pourquoi les nuages sont-ils blancs ? Leur formation est liée au déplacement des masses d'air
stables ou instables jusqu'à un niveau supérieur à leur niveau de condensation, altitude où ils
deviennent visibles. Les particules individuelles dont ils sont constitués sont nettement plus
grandes que la longueur d'onde de la lumière rouge (650 nm).
C'est la diffusion de Mie cette fois qui explique la couleur laiteuse des
nuages : la diffusion s'applique de la même manière à toutes les
longueurs d'ondes. La lumière rouge est donc autant diffusée que la
lumière bleue. Ensuite toutes les couleurs sont elles-mêmes
rétrodiffusées. Globalement, les nuages ont la même couleur que celle de
la lumière solaire qui les frappe (un effet similaire se produit à la surface
du lait).
Les nuages peuvent devenir gris, jaunes ou oranges en raison des impuretés présentes dans
l'atmosphère à l'occasion de fortes instabilités (orages) ou suite à la diffusion accentuée de la
lumière solaire à l'aube ou au crépuscule.
Comment se forment les nuages ?
Il y a essentiellement quatre types de formation de nuages.
Ascension orographique.
C'est le soulèvement de la masse d'air suite à un relief (montagne). Comme l'air s'élève, sa
température diminue (moins de pression) et si le point de rosée est atteint, la vapeur d'eau se
condense, et il y a formation de nuages. (Nuages lenticulaires).
S'il n'y a pas de précipitation, la base du nuage est la même de part et d'autre du relief. (Air
Stable).
S'il y a précipitation, la quantité d'eau dans l'air diminue, et donc lorsque l'air redescendra, l'eau
se vaporisera plus haut qu'elle ne s'est condensée, et l'air continuant de s'échauffer en
descendant, desséchera les environs (Fœhn).
La Convection.
Le soleil chauffe le sol et les couches d'air au-dessus de lui. Cet air est fortement instable (car
plus chaud que l'air environnant) et donc une ascendance est crée. Une fois atteint la
température de condensation, le nuage se forme. (Cumulus).
La turbulence
Suite à un vent passant sur un relief, une turbulence peut se créer, et par mouvement de
rotation, entraîner de l'air à une altitude où la formation de nuages peut se faire. (Stratus,
strato-cumulus, Altocumulus)
Les fronts
La formation est la même que pour la formation orographique, mais ici l'air froid remplace le
relief. Ces ce type de formation que l'on rencontre en mer, ou les reliefs sont rares et les
convections uniformes.
Classification des nuages
Les nuages, en perpétuelle évolution, se présentent sous une infinie variété de formes. Il a été
cependant possible de définir un nombre limité de « formes caractéristiques » que l'on peut
observer fréquemment en toute partie du globe et qui permettent de classer les nuages en
différents groupes. La classification des formes caractéristiques qui a été établie par
l'Organisation météorologique mondiale comporte une subdivision en « genres », « espèces »
et « variétés ».
Les genres correspondent aux formes caractéristiques principales des nuages et ils sont au
nombre de dix, à savoir : cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, nimbostratus, strato-cumulus, stratus, cumulus et cumulo-nimbus ; ces dix catégories principales
s'excluent mutuellement.
Les genres ont été subdivisés en espèces, déterminées en tenant compte de la forme ou de la
structure interne des nuages ; les espèces s'excluent mutuellement : un nuage appartenant à
un genre donné ne peut appartenir qu'à une seule espèce.
Les nuages peuvent présenter des caractéristiques particulières, qui déterminent leurs
variétés ; ces caractéristiques sont spécifiées d'après les différents types d'agencement des
éléments constitutifs des nuages et de leur plus ou moins grande transparence. Une variété
peut apparaître dans plusieurs genres ; de même, un nuage peut comporter plusieurs variétés
et le nom du nuage est complété par les qualifications des variétés observées.
Les trois principaux aspects caractéristiques des divers genres de nuages sont les suivants :
- Nuages plus ou moins isolés et séparés les uns des autres : ce sont, d'une part, les
nuages du genre cirrus et, d'autre part, les genres cumulus et les cumulo-nimbus.
- Nuages en bancs ou en couches plus ou moins continues, couvrant ou non la totalité du
ciel, mais présentant un aspect ondulé, ridé, en forme de dallage, de lamelles, de galets, de
rouleaux, etc. Les noms des genres de nuages correspondants se terminent par le mot
« cumulus ». Ce sont les cirro-cumulus, les altocumulus, les strato-cumulus.
- Nuages en voile ou en nappe continue, d'aspect assez uniforme, couvrant ou non la
totalité du ciel. Les noms des genres de nuages correspondants se terminent par le mot
« stratus ». Ce sont les cirrostratus, les altostratus, les nimbo-stratus et les stratus.
La considération des altitudes auxquelles certains genres de nuages se rencontrent le plus
fréquemment a conduit à la notion d'étage.
La partie de l'atmosphère dans laquelle on observe habituellement les nuages (troposphère) a
été divisée verticalement en trois étages appelés respectivement : étage supérieur, étage
moyen, étage inférieur.
Chaque étage est défini comme l'ensemble des niveaux auxquels certains genres de nuages
apparaissent presque exclusivement.
Les étages se chevauchent quelque peu et certaines de leurs limites varient avec la latitude :
Nuages de l'étage supérieur
Les noms des genres de nuages caractéristiques de l'étage supérieur comportent tous le mot
« cirrus ». Ce sont les cirrus (Ci), cirrocumulus (Cc), et cirrostratus (Cs). Ces nuages sont
composés essentiellement de cristaux de glace ; cette structure leur confère un aspect général
blanc, plus ou moins fibreux, et souvent un éclat soyeux ; ils donnent fréquemment lieu à des
phénomènes de halo. Leur opacité est toujours faible ; ils ne présentent pratiquement jamais
d'ombres propres.
Cirrus
En forme soit de filaments blancs et délicats, soit de bancs
ou de bandes étroites, blancs ou en majeure partie blancs,
les cirrus ont un aspect fibreux (chevelu) ou un éclat
soyeux, ou les deux. Leur finesse et leur transparence sont
dues à la disposition des cristaux de glace qui les
constituent.
À l'ordinaire, lorsqu'ils passent devant le Soleil ou la Lune,
ils en affaiblissent très peu l'éclat. Un peu avant le lever du
Soleil, les cirrus se teintent souvent de rose ou de rouge
vif, puis fréquemment de jaune orangé et de jaune paille
avant de devenir blancs ; peu après le coucher du Soleil, ils
deviennent roses ou rouge vif. Nettement avant le lever ou
après le coucher du Soleil, ils présentent une couleur grise.
Description : Nuages séparés,
en forme de filaments blancs
et délicats ou de bancs ou de
bandes étroites, blancs ou en
majeure partie blancs. Ces
nuages ont un aspect fibreux
(chevelu) ou un éclat soyeux,
ou les deux.
Cirrocumulus
Les cirrocumulus se présentent en banc, nappe ou couche mince de nuages blancs, sans ombres
propres, composés de très petits éléments en forme de granules, de rides, etc., soudés ou non
et disposés plus ou moins régulièrement ; la plupart des éléments ont une largeur apparente
inférieure à un degré. Des gouttelettes d'eau fortement surfondues peuvent exister,
passagèrement, avec les cristaux de glace ; des irisations sont parfois observées. Les
cirrocumulus sont fréquemment solidaires de bancs ou de nappes de cirrus ou de cirrostratus.
Description : Banc, nappe ou
couche mince de nuage
blanc, sans ombres propres,
composés de très petits
éléments en forme de
granules, de rides, etc, soudés
ou non, et disposés plus ou
moins
régulièrement;
la
plupart des éléments ont une
largeur apparente inférieure à
un degré (le doigt tendu à
bout de bras).
Cirrostratus
Voiles nuageux, transparents et blanchâtres, d'aspect fibreux (chevelu) ou lisse, couvrant
entièrement ou partiellement le ciel, les cirrostratus donnent généralement lieu à des
phénomènes de halo. Ils ne sont jamais suffisamment opaques pour masquer le contour des
disques solaire ou lunaire et pour supprimer les ombres portées des objets sur le sol, au moins
lorsque le Soleil se trouve à plus de 30° au-dessus de l'horizon.
Description : Voile nuageux transparent et blanchâtre, d'aspect fibreux (chevelu) ou lisse,
couvrant entièrement ou partiellement le ciel et donnant généralement lieu à des phénomènes
de halo.
Nuages de l'étage moyen
Les nuages caractéristiques de l'étage moyen sont l'altocumulus (Ac) et l'altostratus (As) ; en
fait, ce dernier s'étend assez fréquemment jusque dans l'étage supérieur. Ces nuages sont
essentiellement constitués par des gouttelettes d'eau. Toutefois, la région supérieure de
l'altostratus est souvent formée, au moins partiellement, par des cristaux de glace.
Altocumulus
Les altocumulus se présentent sous forme
de banc, nappe, ou couche de nuages
blancs ou gris, ou à la fois blancs et gris,
ayant généralement des ombres propres,
composés de lamelles, galets, rouleaux,
etc., d'aspect parfois partiellement fibreux
ou diffus, soudés ou non ; la plupart des
petits éléments disposés régulièrement
ont généralement une largeur apparente
comprise entre 1 et 5° (une largeur
apparente
de
5°
correspond
approximativement à la largeur de trois
doigts, le bras tendu).
La diffusion de la lumière par les minuscules gouttelettes d'eau qui constituent ces nuages
donne fréquemment lieu au phénomène de couronne autour du Soleil ou de la Lune, ou même
des étoiles très brillantes.
Certains altocumulus, en forme de lentilles ou d'amandes (Ac lenticularis), prennent souvent
naissance au-dessus de régions accidentées, par suite du soulèvement de l'air provoqué par des
phénomènes ondulatoires qui se développent « sous le vent » du relief et parfois en
atmosphère libre.
Certains altocumulus, qui apparaissent par ciel préorageux ou orageux, sont l'indice d'une
stabilité à leur niveau. Ils se présentent soit sous forme de bancs assez étendus, à base presque
horizontale et dont la partie supérieure a un aspect crénelé (Ac castellanus), soit sous forme de
flocons ou de petites balles ressemblant à de petits cumulus mal formés (Ac floccus), prolongés
en général vers le bas par une légère traînée blanche.
Description : Banc, nappe ou couche de nuages blancs et gris, ou à la fois blancs et gris, ayant
généralement des ombres propres, composés de lamelles, galets, rouleaux, etc, d'aspect parfois
partiellement fibreux ou diffus, soudés ou non; la plupart des petits éléments disposés
régulièrement ont généralement une largeur apparente comprise entre 1 et 5° (inférieure à la
largeur de la main tendue à bout de bras), donnant au banc un aspect ondulé plus ou moins
resserré.
Altostratus
L'altostratus se présente sous forme de nappe ou couche, grisâtre ou bleuâtre, d'aspect strié,
fibreux ou uniforme, et couvre entièrement ou partiellement le ciel. Il ressemble à un
cirrostratus très épais, mais il ne donne pas de phénomènes de halo ; le Soleil et la Lune
apparaissent vaguement, sous l'aspect d'une lueur trouble, comme au travers d'un verre
dépoli, ou sont masqués complètement. La pluie et la neige peuvent tomber de l'altostratus,
mais quand la précipitation devient forte, le voile nuageux s'épaissit et s'abaisse, devenant
un nimbo-stratus (cf. infra).
Il arrive aussi souvent que plusieurs couches d'altostratus soient superposées, avec un faible
intervalle entre elles (quelques dizaines de mètres) ; cela est dû à la structure fréquemment
feuilletée de l'atmosphère et explique qu'un ensemble nuageux situé à assez haute altitude
et vu du sol offre l'aspect d'une couche unique, alors qu'en réalité il est formé de plusieurs
couches très rapprochées.
Description : Nappe ou
couche nuageuse grisâtre ou
bleuâtre, d'aspect strié,
fibreux
ou
uniforme,
couvrant entièrement ou
partiellement le ciel, et
présentant
des
parties
suffisamment minces pour
laisser voir le Soleil au moins
vaguement,
comme
au
travers d'un verre dépoli.
L'altostratus ne présente pas
de phénomène de halo.
Nuages de l'étage inférieur
Les genres de nuages caractéristiques de l'étage inférieur sont les strato-cumulus (Sc) et les
stratus (St). Ils sont essentiellement constitués par de petites gouttelettes d'eau, parfois
accompagnées de cristaux de glace lorsque la température descend fortement au-dessous de
0°C ; dans ce cas, il arrive également que les gouttelettes d'eau liquide gèlent et donnent
naissance à une précipitation de granules de glace.
Strato-cumulus
Les strato-cumulus apparaissent en banc,
nappe ou couche de couleur grise ou
blanchâtre, ayant presque toujours des
parties sombres, et sont composés de
dalles, galets, rouleaux, etc., d'aspect non
fibreux, soudés ou non ; la plupart des
petits éléments disposés régulièrement ont
une largeur apparente supérieure à 5°.
Lorsque ces nuages ne sont pas très épais, on peut y observer des couronnes ou des irisations.
La plupart des remarques mentionnées à propos des altocumulus s'appliquent aux stratocumulus. Ces deux genres de nuages sont en effet très voisins, à la fois par leur aspect et les
processus qui leur donnent naissance. Ils diffèrent surtout par leur altitude et le diamètre
apparent de leurs éléments constitutifs.
Description : Banc, nappe ou couche de nuages gris ou blanchâtres, ou à la fois gris et
blanchâtres, ayant toujours des parties sombres, composés de dalles, galets, rouleaux, etc,
d'aspect non fibreux, soudés ou non; la plupart des petits éléments disposés régulièrement ont
une largeur apparente supérieure à 5° (plus grand que la largeur du point tendu à bout de bras).
Stratus
Les stratus se présentent sous forme d'une couche nuageuse généralement grise, à base assez
uniforme, pouvant donner de la bruine, des prismes de glace ou de la neige en grains.
Lorsque le Soleil est visible au travers de la couche, son contour est nettement discernable.
Parfois, le stratus apparaît sous forme de bancs déchiquetés. Il ne donne pas lieu à des
phénomènes de halo, sauf éventuellement par très basse température. Il ressemble à un
brouillard qui ne reposerait pas sur le sol et résulte d'ailleurs fréquemment de l'évolution d'un
brouillard. L'observation de la pluie ou de la neige en présence d'un stratus indique l'existence
d'une couche supérieure susceptible de provoquer ces précipitations.
Description : Couche nuageuse généralement grise, à base assez uniforme, pouvant donner lieu
à de la bruine, des prismes de glace ou de la neige en grains. Lorsque le Soleil est visible au
travers de la couche, son contour est nettement discernable. Le stratus ne donne pas lieu à des
phénomènes de halo, sauf éventuellement aux très basses températures. Parfois le stratus se
présente sous forme de bancs déchiquetés.
Nuages à grande extension verticale
Les nuages appartenant aux genres nimbo-stratus (Ns), cumulus (Cu) et cumulo-nimbus (Cb) ont
presque toujours leur base située dans l'étage inférieur, mais ils ne peuvent être considérés
comme des nuages caractéristiques de cet étage, car leur partie supérieure s'élève très
fréquemment jusque dans l'étage moyen et même jusque dans l'étage supérieur.
Le nimbo-stratus est principalement un nuage de l'étage moyen ; cependant il s'étend
généralement de part et d'autre de ce niveau. Les cumulo-nimbus culminent surtout dans
l'étage supérieur ; leur développement vertical considérable n'est souvent arrêté qu'au niveau
de la tropopause. Les cumulus peuvent être tout entiers situés dans l'étage inférieur (Cu
humilis), mais ils s'étendent fréquemment dans l'étage moyen (Cu mediocris ou congestus), ou
même dans l'étage supérieur (Cu congestus) ; dans ce dernier cas, ils évoluent d'habitude en
cumulo-nimbus.
Nimbo-stratus
Formé d'une couche nuageuse grise, souvent
sombre, et d'aspect rendu flou par des chutes
plus ou moins continues de pluie ou de neige,
le nimbo-stratus est partout assez épais pour
masquer complètement le Soleil. Il existe
fréquemment, au-dessous de la couche, des
nuages bas déchiquetés, soudés ou non avec
elle. Le nimbo-stratus fait généralement suite
à une couche de plus en plus épaisse
d'altostratus et peut aussi provenir de
l'étalement de cumulo-nimbus. Cette couche
épaisse se double de nuages bas déchiquetés,
d'abord isolés, se soudant souvent ensuite en
une couche quasi continue, dans les
interstices de laquelle on peut apercevoir le
nimbo-stratus.
C'est le nimbo-stratus qui donne communément le temps très sombre, accompagné de chutes
durables de pluie ou de neige.
Les nuages bas qui apparaissent sous la couche principale sont dus à la double action de
l'évaporation de la pluie et de la turbulence qui règne dans les basses couches de l'atmosphère.
Description : Couche nuageuse grise, souvent sombre, dont l'aspect est rendu flou par des
chutes plus ou moins continues de pluie ou de neige qui, dans la plupart des cas, atteignent le
sol. L'épaisseur de cette couche est partout suffisante pour masquer complètement le Soleil. Il
existe fréquemment, en-dessous de la couche, des nuages bas déchiquetés, soudés ou non avec
elle.
Cumulus
Les cumulus sont nettement séparés, généralement denses et à contours nets ; ils se
développent en forme de mamelons, de dômes ou de tours, dont la partie supérieure
bourgeonnante ressemble ordinairement à un chou-fleur. Les parties de ces nuages éclairées
par le Soleil sont, le plus souvent, d'un blanc éclatant ; leur base, relativement sombre, est
sensiblement horizontale. Parfois, les cumulus sont déchiquetés. Ils se développent au cours de
la journée sous l'action de courants de convection thermique. Pour cette raison, ils présentent
une variation diurne nette au-dessus des continents (sur mer, la variation diurne est plus faible) ;
sur terre, ils naissent dans la matinée, se gonflent au cours de la journée, se résorbent et
disparaissent le soir ; sur les mers, l'évolution est inverse.
Selon l'importance de leur développement vertical et l'aspect de leurs contours, on distingue
trois types de cumulus correspondant aux espèces ci-après :
le cumulus humilis caractérisé par un faible développement vertical et un aspect aplati ;
le cumulus mediocris à développement vertical modéré et bourgeonnements peu importants
(ces nuages ne donnent pas de précipitations) ;
le cumulus congestus caractérisé par un fort développement vertical et des bourgeonnements
très développés, et qui peut donner des averses.
Un exemple de cumulus congestus isolés.
Description : Nuages séparés, généralement denses et à contours bien délimités, se développant
verticalement en forme de mamelons, de dômes ou de tours, dont la région supérieure
bourgeonnante ressemble souvent à un chou-fleur. Les parties de ces nuages éclairées par le
Soleil sont, le plus souvent, d'un blanc éclatant; leur base, relativement sombre, est
sensiblement horizontale. Les cumulus sont parfois déchiquetés.
Les cumulus humilis et mediocris peuvent former des "rues de cumulus" dans la direction du
vent. Ces formations sont parfois associées à d'autres nuages convectifs dont l'extension
verticale est plus importante (cu con et cb). Dans un ciel préorageux, les cumulus congestus à
bords déchiquetés et à sommets assez tourmentés évoluent généralement vers le stade
cumulonimbus.
Cumulo-nimbus
Provenant de l'évolution finale d'un cumulus
congestus, le cumulo-nimbus, dense et puissant, à
extension verticale considérable, se présente sous
forme de montagne ou d'énormes tours.
Une partie au moins de sa région supérieure est généralement lisse, fibreuse ou striée, et
presque toujours aplatie ; cet aspect du sommet, qui le différencie du cumulus congestus, est
dû à la présence de cristaux de glace qui jouent d'ailleurs un rôle fondamental dans le
déclenchement des précipitations. La partie supérieure s'étale habituellement en forme
d'enclume ou de vaste panache. Au-dessous de la base de ce nuage, souvent très sombre, il
existe fréquemment des nuages bas déchiquetés, soudés ou non avec elle. Les cumulo-nimbus
donnent généralement des averses de pluie, de neige ou de grêle, parfois accompagnées de
manifestations orageuses.
Ces nuages, dus à des mouvements de convection thermique intenses, sont le siège de
courants ascendants et descendants pouvant atteindre les vitesses de 15, 20 ou même 30 m/s,
donnant lieu à une turbulence considérable, susceptible de mettre en péril la structure des
aéronefs même de fort tonnage.
Description : Nuage dense et puissant,
à extension verticale considérable, en
forme de montagne ou d'énorme tour.
Une partie au moins de sa région
supérieure est généralement lisse,
fibreuse ou striée et presque toujours
aplatie; cette partie s'étale souvent en
forme d'enclume ou de vaste panache.
En-dessous de la base de ce nuage,
souvent assez sombre, il existe
fréquemment
des
nuages
bas
déchiquetés, soudés ou non avec elle
et des précipitations.
Les nuages spéciaux et accidentels
On appelle nuages spéciaux et accidentels des nuages qui rappellent par leur aspect certains des
nuages dont il vient d'être question ; tels sont les nuages nacrés, les nuages nocturnes
lumineux, les nuages d'incendie, les nuages d'explosions, les nuages d'éruptions volcaniques, les
nuages de cascades d'eau, les traînées de condensation.
Les nuages nacrés ressemblent à des cirrus ou à des altocumulus lenticulaires ; ils présentent
des irisations très marquées, analogues à celles de la nacre, dont l'éclat est maximal lorsque le
Soleil se trouve à quelques degrés au-dessous de l'horizon ; leur altitude est comprise entre 21
et 30 km ; ils sont le plus souvent stationnaires ou se déplacent très lentement. Ils sont observés
surtout aux latitudes élevées (Alaska, Écosse, Scandinavie...), plus rarement en France.
Les nuages nocturnes lumineux ressemblent à des cirrus fins, mais de couleur bleuâtre ou
argentée, parfois orangée ou rouge, se détachant sur le fond sombre du ciel nocturne. Leur
observation, rare, n'a eu lieu que pendant l'été, aux hautes latitudes, lorsque le Soleil se trouve
entre 5 et 13° au-dessous de l'horizon ; venant de l'est ou du nord-est et situés entre 75 et
90 km, ils ont des vitesses de déplacement élevées (50 à 250 m/s).
Les nuages nacrés et nocturnes lumineux sont constitués de cristaux de glace apparaissant
lorsque la vapeur d'eau stratosphérique ou mésosphérique est suffisamment abondante et que
la température est extrêmement basse.
Les traînées de condensation sont des nuages qui se forment dans le sillage d'un aéronef
lorsque l'atmosphère à son niveau de vol est suffisamment froide (température inférieure à 29 0C) et humide. Apparaissant sous forme de raies d'un blanc éclatant, elles présentent au
bout de peu de temps des boursouflures qui se déforment ensuite par effet de turbulence
souvent en bancs fibreux ayant un aspect cirriforme, si bien qu'il est parfois très difficile, au bout
d'un certain temps, de les distinguer de ces nuages cirriformes. Ce sont en fait des cirrus
artificiels provoqués par le refroidissement des gaz d'échappement et les noyaux de
condensation que ceux-ci contiennent.
Les autres nuages (incendies, explosions, éruptions volcaniques) s'apparentent aux nuages
cumuliformes en raison de leur origine convective ; ils peuvent se développer considérablement
et donner des précipitations ou même des orages, assez loin du lieu d'origine.
Les vents
Origine des vents
L'atmosphère terrestre étant inégalement chauffée par le rayonnement solaire, il en résulte des
zones de basses pressions (ou dépressions), où l'air, plus chaud, est moins dense, et des zones
de hautes pressions (ou anticyclones), où l'air, plus froid, est plus dense. Pour revenir à une
situation d'équilibre, il doit s'opérer un déplacement d'air : le vent qui souffle des zones de
hautes pressions vers les zones de basses pressions.
En tout point de l'atmosphère libre, on peut dire en première approximation que le vecteur vent
est associé au champ de pression. Il serait faux de croire que le vent doit être orienté des
anticyclones vers les dépressions, perpendiculairement aux lignes de niveau de la surface
isobare. La théorie de la dynamique atmosphérique met en évidence l'importance du rôle joué
par la force de Coriolis due à la rotation de la Terre.
Du fait de la rotation de la Terre sur elle-même, tout mouvement dans l'hémisphère Nord a
tendance à être dévié vers la droite. L'existence de cette « force déviante » a été mise en
évidence par le mathématicien français Gaspard Gustave Coriolis (1792-1843). Cette force, dite
de Coriolis, joue un rôle important dans notre atmosphère : les vents ne se déplacent pas en
ligne droite, ils sont déviés vers la droite dans l'hémisphère Nord et vers la gauche dans
l'hémisphère Sud. C'est un météorologiste néerlandais, Christophorus H. D. Buys-Ballot (18171890), qui a défini plus précisément la règle qui relie la pression à la direction du vent. Dans
l'hémisphère Nord, le vent tourne autour des dépressions dans le sens contraire à celui des
aiguilles d'une montre et, inversement, le vent tourne dans le sens des aiguilles d'une montre
autour des anticyclones. Dans l'hémisphère Sud, la force de Coriolis dévie les mouvements vers
la gauche et on peut constater des phénomènes inverses. Cette loi de la physique peut trouver
une application pratique immédiate : dans l'hémisphère Nord, si on se place le dos au vent, les
basses pressions seront à gauche, les hautes pressions seront à droite (c'est le contraire dans
l'hémisphère Sud).
Règle de Buys-Ballot
Cette règle indique, premièrement, que dans l'hémisphère Nord la direction du vent — compte
tenu de son sens — laisse les basses pressions sur sa gauche et les hautes pressions sur sa droite
(la disposition inverse valant pour l'hémisphère Sud), et deuxièmement, que la vitesse du vent
est d'autant plus élevée que les lignes isobares sont plus resserrées. La règle de Buys-Ballot se
rapporte au niveau moyen de la mer, mais une règle analogue est applicable à la disposition du
vent par rapport aux régions dépressionnaires et anticycloniques que limitent les lignes
isohypses tracées sur une surface isobare donnée. Ces lois empiriques constituent en fait une
traduction simple de l'équilibre du vent géostrophique.
La loi de Buys-Ballot affirme qu'un observateur
situé dans l'hémisphère Nord qui se place dos au
vent a la dépression à sa gauche et l'anticyclone à
sa droite. La position des zones de pressions est
inversée dans l'hémisphère sud.
Ces mouvements circulaires autour des dépressions et des anticyclones ne sont réellement
observés qu'en altitude. Au niveau du sol, les forces de frottement et le relief perturbent les
trajectoires du vent. Les mouvements ne sont pas véritablement concentriques. Ils se
transforment en spirales qui ont tendance à faire « sortir » l'air des anticyclones et, au
contraire, à le faire « entrer » dans les dépressions. À proximité du sol, le vent qui tourne
autour des anticyclones est donc dévié vers l'extérieur et celui qui tourne autour des
dépressions vers l'intérieur.
Circulation des vents autour des dépressions et des anticyclones dans l'hémisphère Nord. À
proximité du sol, le vent qui tourne autour des anticyclones est dévié vers l'extérieur, alors
qu'autour des dépressions il s'enroule vers l'intérieur. Pratiquement, si l'on se place le dos au
vent, les basses pressions se situent à gauche et les hautes pressions à droite (c'est l'inverse dans
l'hémisphère Sud).
Trajectoire de l'air à la surface de la Terre dans
l'hémisphère Nord. Dans l’hémisphère nord,
l’air s’éloigne des zones anticycloniques en
effectuant une spirale descendante tournant
dans le sens des aiguilles d’une montre et se
rapproche des dépressions où il s’enroule en
une spirale ascendante tournant dans le sens
contraire des aiguilles d’une montre.
On se bornera à rappeler ici les résultats tirés de l'observation et justifiés par la théorie.
En première approximation :
- le vecteur vent en un point est tangent à la ligne de niveau (isohypse) de la surface
isobare passant par ce point ;
- dans l'hémisphère Nord, le vent « laisse à sa droite » les hautes altitudes géopotentielles de la
surface isobare ; c'est l'inverse dans l'hémisphère Sud (loi de Buys-Ballot) ;
- sa vitesse est d'autant plus élevée que les distances entre lignes isohypses successives au
voisinage du point d'observation sont plus petites. Plus précisément, à l' échelle synoptique ,
cette vitesse peut être considérée comme proportionnelle à l'intensité du gradient isobare de
géopotentiel (donc à la pente de la surface isobare) ; en ce point, la vitesse V du vent est donc
proportionnelle à la pente de la surface isobare ; elle est aussi inversement proportionnelle au
sinus de la latitude.
Ce qui peut se traduire par la formule :
où g représente l'accélération de la pesanteur, α la
pente de la surface isobare, ω la vitesse de rotation
terrestre, φ la latitude du lieu considéré.
En se reportant à la carte qui représente la surface 500 hPa, on pourra vérifier la validité des
règles précédentes.
Définition du vent
C'est la vitesse de déplacement de l'air en chaque point qui définit le vent. On peut donc le
représenter comme un vecteur V défini par ses trois composantes (u, v, w) sur les trois axes
d'un trièdre de référence. Celui-ci est souvent constitué par deux axes choisis dans un plan
horizontal tangent à la surface du globe, à savoir un axe dirigé selon la tangente au parallèle de
latitude et orienté vers l'est, et un axe tangent au méridien de longitude et orienté vers le pôle,
le troisième axe étant la verticale du lieu orientée vers le haut. Dans un tel trièdre, les trois
composantes du vent sont respectivement : sa composante zonale (u), sa composante
méridienne (v) et sa composante verticale (w).
Comme l’atmosphère représente en épaisseur une fine pellicule (60 km contre plus de 6 000
pour le rayon terrestre), la composante verticale (w) du vecteur vent V est négligeable devant
sa composante horizontale bien qu'elle joue par ailleurs un rôle essentiel, notamment pour la
formation des précipitations, mais dans des zones d'extension limitée.
Pour le météorologiste le vent est donc le mouvement horizontal de l'air par rapport à la
surface de la terre.
De ce point de vue le vent semble être une variable assez simple des équations. Mais en
pratique il subit tellement de forces agissantes, tant globales, régionales que locales que son
étude en devient très complexe et très intéressante.
Définissons tout d'abord la direction du vent et quelques forces agissantes.
Direction du vent
Le vent considéré à grande échelle est appelé le vent synoptique par opposition aux vents
locaux.
Dans les messages météorologique échangés sur les circuits internationaux, les données
relatives à la vitesse et à la direction du vent résultent d'une moyenne effectuée sur les dix
minutes précédant l'heure de l'observation. Cette règle est destinée à n'échanger que des
données relatives au vent synoptique, seules significatives pour évaluer l'évolution des grands
courants aériens.
Lorsqu'il s'agit d'une observation destinée à une utilisation à brève échéance (pour l'atterrissage
d'un avion par exemple), la direction et la vitesse du vent résultent d'une moyenne sur une
durée plus courte (deux minutes pour le vent aéronautique).
La détermination du vent instantané, soumis aux influences des obstacles locaux, n'offre pas
d'intérêt en général sauf dans le cas de l'estimation de rafales destructrices. À cette échelle, le
vent ne peut plus être considéré comme horizontal et sa description complète nécessite la
mesure de ses trois composantes.
Puisque le vent (synoptique) est considéré comme horizontal, on peut repérer la direction du
vent dans le plan de l'horizon. On utilise souvent comme système de repérage un ensemble de
directions divisant en angles égaux les quadrants déterminés par les quatre points cardinaux :
c'est ce que l'on appelle la rose des vents. Par convention, la direction du vent est toujours celle
« d'où vient » le vent : ainsi un vent d'ouest est un vent qui souffle de l'ouest vers l'est. La
direction du vent, déterminée à l'aide d'une girouette, est exprimée :
- soit en « rose de 32 » directions ; est (E) = 08, sud (S) = 16, ouest (W) = 24, nord (N) = 32 ;
- soit en « rose de 36 » directions ; est (E) = 09, sud (S) = 18, ouest (W) = 27, nord (N) = 36.
L'indication 00 correspond à un « vent calme » (pas de direction déterminée).
Mesure de la vitesse du vent en surface
La vitesse du vent en surface est mesurée à l'aide d'un anémomètre, formé d'un moulinet
tournant autour d'un axe vertical et actionnant un petit générateur électrique, l'intensité du
courant étant fonction de sa vitesse de rotation, donc de la vitesse du vent. Les
anémogirouettes, constituées d'un moulinet anémométrique à axe horizontal orienté face au
vent par une girouette, sont pratiquement abandonnées. Des anémomètres électroniques à
fil chaud (refroidi par le vent) sont utilisés pour les faibles vitesses (jusqu'à 4 m/s environ). À
défaut d'anémomètre, on peut estimer la vitesse du vent d'après l'échelle de Beaufort.
Échelle anémométrique de Beaufort: la vitesse est la vitesse moyenne du
vent au cours d'une période de dix minutes mesurée à une hauteur de
dix mètres en terrain plat et dégagé.
Échelle anémométrique de Beaufort.
Mesure du vent en altitude
La mesure du vent en altitude s'effectue par la poursuite d'un ballon à l'aide de la lunette d'un
théodolite permettant de déterminer, à chaque instant, l'azimut et l'inclinaison de la direction
du ballon. Ces indications combinées avec l'altitude du ballon (dont la vitesse ascensionnelle
supposée constante a été fixée au départ par un tarage) facilitent la détermination des
positions successives du ballon et, par suite, le calcul de la direction et de la vitesse du vent
tout au long de la trajectoire. Ce procédé de poursuite optique est évidemment limité par la
présence de nuages ; aussi disparaît-il au bénéfice de procédés de poursuite radioélectrique :
radiothéodolites, radars, utilisation des chaînes de radiolocalisation. Dans ces cas, on
s'affranchit de l'hypothèse sur la vitesse ascensionnelle du ballon en dotant ce dernier d'un
baromètre couplé avec un petit émetteur radio permettant de recevoir ses indications à la
station de lancement.
Le vent et le champ de pression atmosphérique
À grande échelle, l'accélération du vent synoptique est très faible. Il en résulte qu'on peut
considérer, avec une bonne approximation, que les forces qui s'exercent sur une particule
d'air, isolée par la pensée du milieu extérieur et de masse m prise égale à l'unité, sont en
équilibre.
Forces en jeu
Abstraction faite des forces de frottement qui sont négligeables en atmosphère libre, c'est-àdire au-dessus de la couche dont l'écoulement est perturbé par la rugosité du sol et dont
l'épaisseur ne dépasse pas quelques hectomètres, ces forces sont au nombre de trois : la
pesanteur, la force de pression et la force de Coriolis.
La pesanteur G (poids de la particule d'air) est verticale et dirigée vers le bas. On a G = mg, où
g est l'accélération de la pesanteur, soit, pour une particule d'air de masse unité, G = g.
La force du gradient de pression P est normale aux surfaces isobares et dirigée des hautes
pressions vers les basses pressions et son intensité est d'autant plus grande que la différence
de pression est élevée. Cette force représente la résultante des contraintes que le milieu
extérieur à la particule exerce sur elle. Comme les surfaces isobares sont quasi horizontales
(leur pente est inférieure à 1/2 000), la force de pression est quasi verticale ; cependant, en
dépit de la faible inclinaison des surfaces isobares, la force du vent en un point est
directement proportionnelle à la pente de la surface isobare qui passe en ce point. Pour une
particule d'air de masse unité, cette force a pour valeur :
où p/ n représente le taux de variation de la pression selon la normale à la surface isobare
orientée vers le haut, et ρ la masse volumique de la particule d'air. La force du gradient de
pression est inversement proportionnelle à la distance séparant les isobares, donc plus les
isobares seront rapprochés plus les vents engendrés par la force du gradient de pression
seront forts.
À elle seule, la force de pression tend à déplacer l'atmosphère des zones de hautes pressions
vers les zones de basses pressions pour parvenir à une pression uniforme. Si elle était seule
responsable du vent, ce vent devrait donc converger vers le centre d'une dépression et diverger
à partir du centre d'un anticyclone.
Or, on constate que le vent au sol circule plutôt parallèlement aux lignes isobares. Ceci est une
conséquence de la rotation de la Terre.
La rotation de la Terre introduit en effet une force supplémentaire, la force de Coriolis qui
provoque sur tout objet en mouvement, une déviation vers la droite dans l'hémisphère nord
et dans l'hémisphère sud, une déviation vers la gauche. Cette déviation est nulle à l'équateur
et maximale aux pôles.
La force de Coriolis C est une force déviante due à la rotation de la Terre autour de l'axe des
pôles. Tout objet mobile par rapport à la surface du globe est soumis à une force
d'entraînement ; cela traduit simplement le fait que la participation du mobile à la rotation
terrestre intervient dans toute variation de sa vitesse, c'est-à-dire dans son accélération. Cette
force est perpendiculaire au plan formé par l'axe des pôles et par le vecteur vitesse du mobile.
Elle est donc perpendiculaire ici à la vitesse du vent et, de plus, elle est dirigée sur la droite du
vent dans l'hémisphère Nord, sur sa gauche dans l'hémisphère Sud. L'expression de cette
force pour une particule d'air de masse unité est :
où Ω est le vecteur rotation de la Terre (dirigé selon l'axe des pôles et proportionnel à la
vitesse de rotation de la Terre sur elle-même, soit 2 π/86 164, exprimée en radians par
seconde) et V la vitesse du mobile (par exemple le vent).
Sur l'image du haut on voit une bille
s'éloigner en ligne droite depuis le
centre d'un disque en rotation vers la
bordure, c'est le point de vue d'un
observateur extérieur. Sur celle du bas,
on note la trajectoire parcourue par
cette même bille sur le disque, c'est le
point de vue du repère en rotation.
Dans les problèmes habituels de la mécanique (mouvement d'une automobile ou d’un train
par exemple), cette force déviante est parfaitement négligeable, mais elle intervient sur la
trajectoire d'un projectile à grande vitesse (obus, fusée, satellite) ; elle intervient également,
et de façon déterminante en dépit de son extrême petitesse, dans les déplacements
atmosphériques en raison de la faiblesse des forces qui contribuent à mettre l'air en
mouvement.
La force de Coriolis est proportionnelle à la vitesse du
vent et à la latitude
En effet, on trouve :
C= 2VΩsinφ
où C : force de Coriolis (m/s2 ou m.s-2)
V: vitesse du vent (m/s)
Ω: taux de rotation de la terre ou vitesse angulaire
(7.29x10-5 radians/s)
φ : latitude (sin 0°=0 , sin 90°= 1)
Donc la force de Coriolis est nulle à l’équateur et
maximale aux pôles.
On peut décrire les mouvements de l'atmosphère en faisant l'hypothèse qu'en tout point les
forces de pression et de Coriolis s'équilibrent. On parle de l'hypothèse géostrophique.
D'après cette hypothèse, le mouvement de l'atmosphère ne se fait pas perpendiculairement
aux isobares mais tangentiellement. L'air ne circule pas des hautes vers les basses pressions
mais tourne autour des centres dépressionnaires et des centres anticycloniques. Dans
l'hémisphère nord, le vent tourne dans le sens contraire des aiguilles d'une montre autour
d'un centre dépressionnaire et dans le sens des aiguilles d'une montre autour d'un
anticyclone. Dans l'hémisphère sud, les mouvements du vent sont inversés.
Lorsque la force de Coriolis équilibre la force de pression, le vent n'est soumis à aucune force
(au total) et a un mouvement rectiligne uniforme. Un tel vent est dit géostrophique ; on montre
alors qu'il suit les lignes de pression constante, appelées isobares.
Dans la figure à droite, on voit comment les deux
forces se combinent pour donner une circulation
dans le sens antihoraire dans l’hémisphère nord
autour d’une dépression.
Prenons les quatre points cardinaux comme début
de l'interaction des forces. Le gradient de pression
(flèches bleues) amorce le déplacement de l'air
mais la force de Coriolis (flèches rouges) le fait
dévier vers la droite (flèches noires). Le gradient
de pression s'ajuste en direction avec ce
changement ainsi que la force de Coriolis ce qui
fait changer continuellement la direction de notre
parcelle. Rapidement, le gradient de pression et la
force de Coriolis s'opposent et le déplacement de
l'air se stabilise en suivant une trajectoire
perpendiculaire au gradient et donc parallèle aux
lignes de pression constante (isobares). En fait, à
cause de la friction, de la force centrifuge et des
différences de pression dans une région, l'équilibre
n'est jamais vraiment atteint et la direction restera
toujours légèrement vers le centre de basse
pression (formant ainsi une spirale, dite spirale
d'Ekman).
Diagramme qui montre comment les
vents sont déviés pour donner une
circulation
antihoraire
dans
l'hémisphère nord autour d'une
dépression. La force de gradient de
pression est en bleu, celle de Coriolis en
rouge et le déplacement en noir
Dispositions relatives des forces dans l’hypothèse géostrophique
Soit un point O de l'atmosphère et p la portion de surface isobare assimilable à un plan en ce
point :
Soit Ot la ligne de plus grande pente (orientée vers le bas) de la surface isobare et On la normale
à la surface isobare (orientée vers le haut, c'est-à-dire vers les basses pressions) ; soit Os un axe
constituant avec On et Ot un trièdre de référence O(s, t, n) trirectangle et direct : l'axe Os est
donc tangent à la ligne de niveau de la surface isobare passant par O.
Les deux forces P et G étant situées dans le plan vertical passant par la ligne de plus grande
pente Ot, il faut nécessairement, pour que le système des trois forces en jeu soit en équilibre,
que la troisième force C soit également située dans ce plan. Prenons donc ce plan des forces
comme plan de figure suivante. Décomposons la force de Coriolis C en ses deux composantes Ch
et Cz respectivement sur un axe horizontal Oh et sur un axe vertical Oz ; décomposons de même
la force de pression P en ses deux composantes Ph et Pz.
Direction du vent dans l’hypothèse géostrophique
La vitesse V du vent synoptique étant horizontale et perpendiculaire à la force de Coriolis C, le
vecteur V est perpendiculaire en O au plan de la figure et orienté de telle façon que la force de
Coriolis soit dirigée sur sa droite dans l'hémisphère Nord.
On peut donc énoncer la loi suivante : le vent synoptique en un point O de l'atmosphère libre
est tangent à la ligne de niveau de la surface isobare qui passe en ce point et souffle dans une
direction telle qu'il laisse sur sa gauche (dans l'hémisphère Nord) les creux des surfaces isobares.
La ligne de niveau de la surface isobare p qui passe par le point O (intersection de la surface
isobare par un plan horizontal) est également l'isobare de cote p dans le plan horizontal en
question.
Il est aussi possible de reformuler la règle précédente sous une autre forme plus familière (loi de
Buys-Ballot) : le vent synoptique en un point O est tangent à l'isobare passant par ce point et
souffle dans une direction telle qu'il laisse les basses pressions sur sa gauche (dans l'hémisphère
Nord).
Le parallélisme du vent et de l'isobare se vérifie parfaitement sur les cartes
météorologiques relatives à l'atmosphère libre (cartes à un niveau supérieur à 1 ou
2 kilomètres). Cette vérification est une preuve que le frottement et la viscosité de l'air
atmosphérique sont négligeables à l'échelle synoptique en atmosphère libre. Au voisinage
du sol, en revanche, le vent fait un certain angle avec l'isobare : le vent au sol est quelque
peu convergent vers les centres de basse pression et quelque peu divergent des centres de
haute pression. Le fait que le vent en atmosphère libre est parallèle à l'isobare, plutôt que
perpendiculaire comme il pourrait sembler logique, est dû à l'intervention de la rotation
terrestre. Si la Terre était environnée de nuages masquant les astres, le parallélisme du vent
et de l'isobare constituerait une preuve de la rotation de la Terre, au même titre que la
célèbre expérience du pendule de Foucault.
Équilibre des forces et vitesse du vent géostrophique
L'équilibre des forces se traduit par les deux équations :
- en projection sur l'horizontale Oh :
- en projection sur la verticale Oz :
En désignant par α l'inclinaison de la surface isobare (sa pente est tan α), on a :
Comme l'angle α est toujours petit, la composante Ph est très petite devant Pz.
La force de Coriolis C est elle-même très petite (la vitesse du vent n'atteint jamais celle d'un
obus par exemple), de sorte que ses deux composantes Ch et Cz sont très petites.
La composante horizontale Ch de la force de Coriolis équilibre la composante horizontale Ph de
la force de pression, tandis que la composante verticale Cz n'intervient que de façon négligeable
dans l'équilibre vertical devant l'importance de la force de pesanteur G et de la composante
verticale Pz de la force de pression.
L'expression de la composante horizontale Ch est :
où ω est la vitesse de rotation angulaire de la Terre (ω = 2π/86 164 rad.s -1), V la vitesse du vent
et sin φ le sinus de la latitude du lieu.
D'autre part, puisque :
on a :
Avec une très bonne approximation, les deux relations d'équilibre précédentes peuvent donc
s'écrire :
De la première expression on tire :
relation qui lie la vitesse du vent au gradient horizontal de pression ; et de la seconde on
déduit :
qui traduit le fait que l'atmosphère peut être considérée comme en équilibre hydrostatique.
En projetant les forces en présence sur la ligne de plus grande pente Ot de la surface isobare, on
élimine la force de pression qui est normale à cette surface.
L'équation d'équilibre sur Ot s'écrit :
En négligeant Cz devant g et Cz sin α devant Ch cos α, ce qui est légitime vu la petitesse de
l'angle α, on obtient :
d'où, en remplaçant Ch par sa valeur :
on obtient l'expression suivante :
relation qui lie la vitesse du vent à la pente de la surface isobare. Dans cette formule, la masse
volumique ρ de l'air ne figure pas explicitement (elle figure implicitement dans tan α).
On notera que la relation précédente n'est pas valable au voisinage de l'équateur, où sin φ
devient nul. Dans cette région, c'est l'accélération du vent qui équilibre le gradient de pression,
d'ailleurs généralement beaucoup plus faible qu'aux autres latitudes.
Vent géostrophique et vent du gradient
Le vent déterminé par l'une des deux formules précédentes en fonction du gradient
horizontal de pression ou en fonction de la pente de la surface isobare est souvent désigné
sous le nom de vent géostrophique. Le vent géostrophique se définit donc comme le vent qui
résulterait de l'équilibre géostrophique entre la force de Coriolis et la force du gradient de
pression atmosphérique agissant sur une parcelle d'air.
L'hypothèse de départ est que l'accélération de l'air est négligeable. Mais l'accélération d'un
mobile sur sa trajectoire peut être décomposée en :
- une composante tangentielle dirigée dans le sens de la vitesse ou opposée à cette dernière
(cette composante est effectivement négligeable à l'échelle synoptique) ;
- une composante centrifuge perpendiculaire à la vitesse qui, dans le cas de trajectoires très
courbées (écoulement de l'air dans un cyclone par exemple), peut atteindre des valeurs
suffisamment importantes pour qu'il n'apparaisse plus légitime de la négliger.
L'expression de cette accélération est V2/R, où V est la vitesse du mobile (vitesse du vent) et R le
rayon de courbure de la trajectoire (rayon du cercle osculateur à la trajectoire au point
considéré). Cette accélération centrifuge est, selon le sens de la courbure de la trajectoire,
dirigée sur la droite ou sur la gauche du vent ; elle est donc, selon le cas, de même sens que la
composante Ph de la force de pression ou de sens opposé. L'équation du vent devient donc :
le rayon de courbure R étant compté positivement lorsque la force centrifuge s'ajoute à la
composante horizontale Ph de la force de pression, c'est-à-dire pour les trajectoires à
courbure anticyclonique, et négativement pour les trajectoires à courbure cyclonique.
On obtient, avec cette convention, l'équation du vent du gradient :
équation du second degré qui fournit la vitesse V du vent en tenant compte de la courbure
de la trajectoire.
Si l'on désigne par Vgr la vitesse du vent du gradient et par Vg la vitesse du vent
géostrophique, l'équation précédente peut s'écrire :
puisque la vitesse du vent géostrophique Vg est donnée par la formule :
On peut encore écrire :
Ainsi, dans le cas d'une courbure cyclonique (R < 0) de la trajectoire, cette différence est
négative ; le vent géostrophique correspond à une surestimation par rapport au vent du
gradient. Pour une trajectoire à courbure anticyclonique, en revanche (R > 0), il y a lieu
d'apporter au vent géostrophique une correction positive pour obtenir le vent du gradient.
On appelle isolignes une famille de courbes dont chacune joint les points en lesquels une
valeur ou une caractéristique en question reste égale à un nombre constant.
Une ligne isobare est une isoligne réunissant à un instant donné, sur une surface autre
qu'une surface isobare , les points de cette surface dont la pression atmosphérique est égale
à une valeur donnée.
La situation et la géométrie comparées des lignes isobares relatives à la pression réduite au
niveau de la mer , sur la surface horizontale d'altitude zéro, jouent un rôle essentiel dans l'
observation et la prévision du temps .
État moyen de l'atmosphère
Malgré l'évolution permanente de l'atmosphère, il est possible de mettre en évidence
certains de ses caractères généraux. Il suffit pour cela de calculer, pour un intervalle de temps
considéré, la valeur moyenne de chaque élément météorologique (température, pression,
vent, humidité) en chaque point où ces éléments sont mesurés régulièrement.
Les moyennes ainsi obtenues permettent de déterminer les champs correspondants dont
l'ensemble représente l'état schématique moyen de l'atmosphère. Cet état moyen est
évidemment plus simple que chacun des états instantanés en raison du filtrage qui élimine les
variations de courte période.
On détermine en particulier :
- les moyennes annuelles, qui synthétisent les données observées en une ou plusieurs
années et permettent d'accéder à la notion de normale (moyenne calculée sur trente années
consécutives) ;
- les moyennes mensuelles qui laissent apparaître les variations importantes des éléments
atmosphériques au cours de l'année, variations dont l'ensemble caractérise le rythme des
saisons.
Répartition des températures moyennes
Aux latitudes moyennes ou élevées, les continents sont plus chauds que les océans en été, mais
plus froids en hiver. Ainsi, par exemple, en hiver des centres froids existent sur la Sibérie et le
Canada. - Aux basses latitudes, les continents sont en moyenne plus chauds que les océans,
quelle que soit la saison. Il en résulte notamment que, sur l'Afrique de l'Ouest et sa bordure
océanique, l'équateur thermique (ceinture des températures les plus élevées) n'est jamais situé
dans l'hémisphère Sud de l'Atlantique, même en été austral (janvier) ; cet équateur thermique
se maintient toute l'année sur le continent africain : vers 100 de latitude nord (c'est-à-dire au
nord de la côte du golfe de Guinée) en janvier, et vers 240 de latitude nord (sur le Sahara) en
juillet.
Profils méridiens moyens des
surfaces 1 000 hPa et 700 hPa
en juillet.
Le profil moyen de la surface 700 hPa en juillet, très simple, comprend :
- une ceinture dépressionnaire (D1) près de l'équateur ;
- deux zones basses, c'est-à-dire dépressionnaires (D2 et D3) au voisinage de
chaque pôle ;
- enfin, deux ceintures d'altitude relativement élevée (ceintures anticycloniques
marquées A), l'une vers 280 de latitude nord, l'autre vers 220 de latitude sud.
La surface isobare 1 000 hPa est située au voisinage du niveau de la mer ; la topographie de
cette surface peut être déduite de la topographie de la surface 700 hPa d'une part et de
l'épaisseur de la couche 1 000 hPa-700 hPa d'autre part. Cette épaisseur étant maximale le
long de l'équateur thermique, il s'ensuit que la surface 1 000 hPa présente une ceinture
dépressionnaire située entre l'équateur géographique et l'équateur thermique.
Les ceintures anticycloniques sont, au niveau 1 000 hPa, décalées vers les zones froides par
rapport à la ceinture anticyclonique du niveau 700 hPa (toujours en vertu de la règle des
épaisseurs). Ce décalage est faible sur les océans ; il y a ainsi cinq anticyclones subtropicaux
centrés vers 330 de latitude nord et 330 de latitude sud (anticyclone de l'Atlantique Nord,
souvent dit anticyclone des Açores ; anticyclone du Pacifique Nord ; anticyclone du Pacifique
Sud ; anticyclone de l'océan Indien). Ce décalage est, au contraire, très important sur les
continents, lorsque ceux-ci sont froids (puisque l'épaisseur de la couche 1 000 hPa-700 hPa est
faible quand la température moyenne est basse) : ainsi, en janvier, il existe un vaste anticyclone
froid centré sur la Mongolie et un autre centré sur le nord des États-Unis.
De même, il se forme en surface un anticyclone près de chaque pôle, une ceinture
dépressionnaire vers 60° de latitude nord et 60° de latitude sud.
Écoulement moyen de l'air à la surface du globe en janvier
Écoulement moyen de l'air à la surface du globe en juillet
Circulation moyenne de l'atmosphère
1. Circulation moyenne en surface (c'est-à-dire conventionnellement à environ 10 mètres de
la surface du globe, sol ou mer).
Dans la zone intertropicale, trois cas peuvent se présenter suivant la position, par rapport à
l'équateur géographique, de la ceinture dépressionnaire ; cette dernière peut être située soit au
voisinage de l'équateur (fig. 9 b) (fig. 9 a et 9 c), soit à une latitude égale ou supérieure à une
dizaine de degrés
Dans le premier cas a, la ceinture dépressionnaire est située nettement au nord de l'équateur.
Par suite, l'alizé de l'hémisphère Sud qui se dirige vers cette zone de basses pressions franchit
l'équateur en subissant une déviation. D'après la loi de Buys-Ballot, toute particule circule, on l'a
vu, en laissant les hautes pressions à sa gauche dans l'hémisphère Sud et à sa droite dans
l'hémisphère Nord. Ainsi, l'alizé d'est-sud-est se transforme en un courant d'ouest-sud-ouest,
qui prend le nom d'« alizé dévié » ou mieux de « vent d'ouest intertropical » ; ce courant est
plus connu sous le nom de « mousson ».
En juillet, c'est sur l'Inde et le Sud-Est asiatique que le courant de mousson a son extension
maximale (cf. fig. 10 a). Mais la mousson souffle aussi, en été, sur tout le nord de l'océan Indien,
sur la majeure partie de l'Afrique comprise entre l'équateur et le tropique du Cancer, etc.
La ceinture dépressionnaire intertropicale, où convergent l'alizé de l'hémisphère Nord et la
mousson, qui provient de l'hémisphère Sud, est aussi appelée « zone de convergence
intertropicale ». La mousson est souvent caractérisée par un temps perturbé et des pluies
violentes.
Dans le cas b, la dépression intertropicale D D´ est trop proche de l'équateur pour que le
courant d'alizé, qui franchit cet équateur, ait le temps d'effectuer son changement de
direction. Sur la zone D D´ convergent les alizés d'est-nord-est d'une part, d'est-sud-est
d'autre part, tous deux de faible intensité ; dans ce cas, la zone de convergence
intertropicale est le plus souvent une « zone de calmes équatoriaux ».
Le cas c, symétrique du cas a, se présente lorsque l'équateur thermique se trouve dans
l'hémisphère Sud, notamment en janvier (et les mois voisins) sur l'océan Indien, entre le
nord de Madagascar et la Nouvelle-Guinée.
La figure 10 donne, pour janvier et juillet, la circulation moyenne « en surface » ainsi
que les caractéristiques principales du champ de pression : ceintures dépressionnaires et
anticycloniques.
© Encyclopædia Universalis 2004, tous droits réservés
Surface frontale
Dans l'atmosphère, il n'existe pas de surface de discontinuité au sens strict du terme. Les
diverses masses d'air de la basse atmosphère, ou troposphère, sont séparées par des couches
de transition ou de mélange plus ou moins épaisses. Ces couches sont peu inclinées sur la
surface terrestre, leur pente étant généralement de l'ordre de 1/200 à 1/100. Il s'ensuit
qu'une zone de transition de 50 kilomètres d'étendue horizontale correspond à une épaisseur
verticale de 250 à 500 mètres, ce qui permet d'assimiler à des surfaces ces couches de
transition, d'épaisseur relativement faible.
En général, au sein d'une même masse d'air, les propriétés de l'atmosphère varient peu sur
des distances horizontales considérables, ce qui revient à dire que les divers paramètres
météorologiques (densité, température, humidité, visibilité, etc.) ont de faibles gradients
horizontaux. Par contre, dans la couche de transition qui sépare deux masses d'air distinctes,
les gradients horizontaux ont des valeurs élevées.
Il résulte de ces propriétés que, dans un plan horizontal (situé à une altitude suffisante pour
que les températures soient représentatives des masses d'air en jeu), la zone de transition est
caractérisée par une grande concentration d'isothermes.
La couche de transition séparant deux masses
d'air coupe la surface du globe suivant une zone
de largeur non négligeable à travers laquelle les
isothermes subissent une réfraction (fig. 1 a) (fig.
1 b). Si l'on assimile la couche de transition à une
surface frontale, l'intersection de cette surface
avec le sol est un front le long duquel la
température présente une discontinuité
Coupe verticale d'une zone frontale
Gradient de pression et gradient
géopotentiel
Examinons sur la figure précédente les représentations de l'atmosphère pouvant être
schématisées à un instant donné t sur la surface du niveau moyen de la mer , qui joue alors le
rôle d'une carte (C) d'échelle unité.
Si, en un point fixe A de l'atmosphère situé à l' altitude géopotentielle Z , la pression
atmosphérique revêt la valeur donnée p , la projection verticale A 0 de A sur (C) sera située sur
une courbe (L A ) qui est la projection sur (C) de l'intersection de deux surfaces : la surface
d'altitude géopotentielle constante (H) correspondant à Z — c'est presque une surface
horizontale — et la surface isobare (S) correspondant à p .
On peut de même tracer sur (C) la projection (LB) de l'intersection de (H) avec la surface
isobare (S') correspondant à une certaine valeur p' de la pression , considérée comme très
voisine de p : il existe un point B' de cette intersection tel que le segment A 0 B 0 joignant la
projection A 0 de A à la projection B 0 de B' (située sur (LB)) est perpendiculaire à (L A) et aussi,
pratiquement, à (L B), les deux lignes isobares (LA) et (LB) étant représentatives de la pression
sur la surface (H). Si D désigne la distance de B 0 à A 0 , le gradient horizontal de pression au
point A, noté grad h p (A), est alors un vecteur horizontal d'origine A 0 , porté par A 0 B 0 dans le
sens des pressions croissantes (de A 0 vers B 0 si p' > p , en sens inverse dans le cas contraire),
et de valeur numérique égale au signe près au rapport ( p' - p ) / D — ou plus exactement à la
« limite » pour D tendant vers 0 de ce rapport. Ce vecteur gradient résume les caractéristiques
des variations du champ de pression sur (H) à l'instant t (voir en (a) sur la figure ), car il précise
en chaque point de (C) les cheminements par où se produisent les plus intenses de ces
variations, dont il fournit en outre les valeurs ; on conçoit donc qu'il soit très largement utilisé
sur les cartes d' analyse objective ou de prévision en ce qui concerne la pression réduite au
niveau de la mer (pour laquelle Z = 0).
En altitude, cependant, les météorologistes préfèrent décrire la « topographie » de surfaces
isobares plutôt que la répartition de la pression sur des surfaces quasi horizontales telles que
(H). En nous reportant de nouveau à la figure , nous pouvons alors remarquer que (LB) — du
moins aux alentours immédiats de B 0 — et (LA) sont tout aussi bien deux lignes isohypses de la
surface (S) : comme indiqué en (b) sur la figure , (LA) y représente l'altitude géopopotentielle Z
et (LB) une certaine altitude géopotentielle Z'' très voisine de Z ; cette altitude-ci, à laquelle
correspond la surface quasi horizontale (H''), est celle du point d'intersection B'' de la verticale
B0B' avec la surface (S).
Dans ces conditions, on peut définir le gradient isobare de géopotentiel au point A, noté grad p
Z (A), comme étant un vecteur horizontal d'origine A0 , porté par A0B0 dans le sens des altitudes
géopotentielles croissantes, et de valeur numérique égale au signe près à ( Z'' - Z ) / D — ou plus
exactement à la « limite » de ce rapport pour D tendant vers 0.
À chaque instant et en chaque point de l'atmosphère, ces gradients horizontal et isobare ont
même origine, même direction, mais aussi même sens, et ils sont liés, en vertu de l' hypothèse
hydrostatique , par la relation grad h p = ρ g s grad p Z , où ρ et g s désignent respectivement la
masse volumique de l' air et la moyenne de l' accélération de la pesanteur au niveau moyen de
la mer (en effet, le rapport ( p' - p ) / ( Z'' - Z ) n'est autre que l'opposé du rapport δp / δZ , où δp
et δZ représentent respectivement les variations de la pression et de l'altitude géopotentielle
entre les points B' et B'', situés sur une même verticale). Tout comme le gradient de pression,
celui de géopotentiel est très largement utilisé sur les cartes d'analyse et de prévision, mais en
altitude : il précise les lignes de plus grande pente des « reliefs » des surfaces isobares ainsi que,
sur ces pentes, le sens et l'intensité des variations du champ d'altitude géopotentielle.