projet meteo le climat montagnard

Projet météo : le climat montagnard
PROJET METEO
LE CLIMAT MONTAGNARD
S. Barillet, P. Balland, A. Vallot
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Projet météo : le climat montagnard
Introduction et problématique
Le climat montagnard, défini comme le climat des régions géographiques
comprenant des montagnes, est connu pour être très particulier, à tous les plans. Mais si
par hasard il fallait être obligé de s’installer et de vivre en montagne, peut-on
objectivement choisir la ville de montagne au monde dans laquelle il serait le plus agréable
de vivre, compte-tenu des conditions météorologiques ?
Nous nous proposons d’aider à répondre à cette question en expliquant quelques enjeux et
phénomènes du climat montagnard. Il s’agit notamment de caractériser le rayonnement
solaire en montagne, spécial par bien des aspects. Ensuite, nous étudierons des
phénomènes de basses couches : ondes orographiques et effet Foehn, brise de pente, brise
de vallées et inversions thermiques, autant de manifestations du particularisme
montagnard.
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I. Ensoleillement et température en montagne :
1. Quelle serait
ensoleillement ?
la
meilleure
position
pour
profiter
du
meilleur
a) Où se placer dans le globe ?
L’ensoleillement ne se répartit pas de façon uniforme dans le globe, en effet il y a
certaines positions privilégiées pour nous qui cherchons la lumière et la chaleur.
Une position dans la zone inter-tropicale permet de profiter de la verticalité des rayons du
soleil et ainsi d’avoir un ensoleillement plus uniforme sur les deux versants.
Si l’on se situe à des latitudes moyennes on verra apparaître d’importants contrastes
thermiques entres les versants en particulier si la chaîne montagneuse est orientée estouest.
Influence de l'inclinaison terrestre sur le rayonnement solaire
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b) Sur quel versant ?
Afin de profiter pleinement de l’ensoleillement, on peut se demander de
quel côté de la montagne il est préférable de se placer pour établir son habitation. Ceci est
principalement nécessaire lorsque l’on cherche a vivre sous des moyennes latitudes comme
on l’a vu dans le paragraphe précédent. Les versants faisant face aux pôles sont appelés
ubacs et reçoivent les rayons du soleil de façon plus obliques que les versants opposés, les
adrets. Les adrets sont des endroits privilégiés pour cultiver et y vivre car, recevant plus
d’énergie solaires, ils sont chauds et donc plus accueillants. Inversement, les ubacs sont
délaissés et généralement abandonnés a la forêt.
Un adret et un ubac
La chaleur reçue par les versants varie en fonction de l’angle d’incidence des rayons du
soleil. Selon le moment de la journée et les saisons, le rayonnement est plus ou moins fort.
Le rapport d'énergie reçu entre l’ubac et l’adret varie de 1 à 10. Ces forts contrastes
thermiques vont être néanmoins atténués par le brassage de l’air.
On peut donc conclure sur le fait que le lieu le plus agréable a vivre en montagne se situe
dans la zone inter-tropicale, sur l’adret avec une pente relativement faible afin de capter la
majorité de l’énergie solaire.
Malgré une optimisation de la chaleur et de l’ensoleillement en montagne, on ne peut nier
que la température sera quand même plus faible que si l’on reste au niveau de la mer.
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2. La montagne, un lieu qui reste plus frais
Lorsque l’on décide de s’établir en montagne il faut tenir compte du fait que les
températures sont plus basses. Cette différence de températures est plus sensible sous les
moyennes latitudes où l’on observe un temps agréable en été mais froid en hiver avec par
exemple, une moyenne de -5.8°C en janvier à 1037m d’altitude dans les Alpes et de -13.5°C
à 3326m dans les Alpes Autrichiennes. Ces températures, très peu hospitalières pour notre
habitation nous pousse a chercher une montagne sous les latitudes tropicales où
l’isotherme annuelle 0°C se trouve en moyenne vers 5000m.
a) L’effet de serre
Le graphique ci-dessous nous montre que la température diminue en fonction de
l’altitude lorsque l’on se situe dans la troposphère.
Profil thermique au sein de l'atmosphère terrestre
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A l’échelle du climat, le système Terre-Atmosphère est en équilibre du point de vue radiatif.
La quantité d’energie est globalement égale à la quantité d’energie renvoyée vers l’espace.
Globalement égale car les processus radiatifs sont plus complexes dans l’infrarouge que
pour le rayonnement solaire. En effet, les gaz de l’atmosphère sont quasi-transparents au
rayonnement solaire reçu mais opaque à l’infrarouge. Ce phénomène est appelé l’effet de
serre.
Le modèle visualisé dans le schéma ci-dessus nous montre un modèle très simplifié à une
couche mais pour être plus réaliste il est nécessaire de représenter l’atmosphère en une
succession de couches ayant leur propre température. La première couche va transmettre
une moitié du rayonnement infrarouge reçu et réfléchir l’autre donc au dessus de cette
couche le rayonnement sera plus faible et ainsi de suite. Ceci explique pourquoi la
température diminue en fonction de l’altitude.
En appliquant l’équilibre radiatif à chacune de ces couches on obtient le profil moyen de
température observé. Or, ce profil n’est pas encore parfait car le taux de décroissance
vertical est supérieur à celui observé dans l’atmosphère. Afin de se rapprocher au plus de la
réalité, il faut également tenir compte des mouvements atmosphériques verticaux qui
ramènent de la chaleur par convection et ainsi, diminuent ce taux.
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Le graphique ci-contre nous donne une
indication des effets de ces mouvements en
comparant notre profil radiatif au profil de
température correspondant à l’atmosphère
standard (To=288.15K , Po=1013.25Pa et
rho=1.225kg.m-3).
Le taux de décroissance de la température
pour le profil correspondant à cette
atmosphère est de -6.5°C par km.
Cette baisse de température en fonction de
l’altitude dans la troposhpère est donc due à
deux principaux mécanismes : le bilan radiatif
et les mouvements verticaux convectifs.
b) La neige
Le manteau neigeux est un autre facteur de froid en haute altitude. De plus en plus
importante aux altitudes élevées, la couche de neige va intensifier la reflexion des rayons
du soleil. Le rayonnement transmis est plus faible donc les températures le sont également.
Cette forte reflexion va participer a la formation d’anticyclones thermiques qui vont
entretenir un temps sec et froid.
Sous les moyennes latitudes, l’enneigement devient permanent entre 2000 et 4000m
d’altitude alors que dans les regions inter-tropicales il faut atteindre 5000m à l’équateur et
environ 6000m sous les tropiques qui ont un climat plus sec.
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II. Un phénomène à grande échelle : le soulèvement
orographique
Nuage en bannière en aval du Matterhorn
1) Bien comprendre les mécanismes
- Si l’on est dans le cas d’un vent sec parallèle au sol qui rencontre un obstacle (colline ou
montagne), l’air va suivre le relief et s’élever. Il va ainsi suivre une détente qui va le
refroidir. Ensuite lorsque l’air va redescendre sur l’autre versant de l’obstacle il va se
réchauffer. Si le processus est assez rapide, l’air qui se déplace n’échange pas de chaleur
avec l’obstacle ainsi que l’air rencontré en altitude. Il est donc à la même température en
aval de l’obstacle.
- En revanche si l’on est dans le cas d’un vent humide en amont, l’eau présente dans l’air va
se condenser en montant. On est alors face à deux cas :
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- Soit le vent en amont est trop faible. L’air n’atteint jamais le sommet et une partie
redescendra la pente pour empêcher à son tour l’air de s’élever. On observe alors un
blocage d’air froid en amont de l’obstacle. Cette masse étant toujours sujette aux variations
de pression, elle aura tendance à générer des déplacements parallèles à l’obstacle. Des
vents se forment alors le long des montagnes, on les appelle les “courant-jet de barrière”.
Soit le vent en amont de l’obstacle est suffisamment puissant. Dans ce cas l’air va se
condenser totalement en amont de l’obstacle pour donner lieu à des pluies, puis va se
réchauffer selon une compression adiabatique en aval. On appelle ce phénomène l’effet
Foehn (qui est détaillé ci après à l’aide d’un émagramme).
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Principe de l’effet Foehn
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2) L’effet Foehn
Définition : C'est un phénomène météorologique qui a lieu principalement dans les hautes
montagnes mais ce phénomène peut intervenir à partir des altitudes comprises entre 500
et 600 mètres. Il se caractérise par de fortes précipitations sur le versant de la montagne
situé au vent et d'un vent chaud et sec.
Explication : On est donc dans le cas d’un vent humide se déplaçant horizontalement.
Lorsqu’il va rencontrer l’obstacle il va suivre le relief et s’élever. Au cours de sa montée l’air
humide va se condenser du fait que la pression atmosphérique diminue avec l’altitude. La
température de l’air va donc diminuer par détente pseudo-adiabatique. Ainsi lorsque la
température de saturation est atteinte, il va se former des nuages puis de la pluie qui va
faire diminuer la quantité d’eau contenue dans l’air. Au sommet, l’air a une teneur en eau
très faible. En redescendant de l'autre côté de la montagne, l'air se réchauffe par
compression adiabatique en suivant le taux adiabatique sec. L'humidité relative s'abaisse
donc et la couverture nuageuse peut s'étioler en aval de la montagne. Ceci laisse place
localement à un ciel dégagé. De même on peut constater que pour une même altitude
donnée en amont et en aval de l’obstacle les températures diffèrent parfois de 10°C. En
effet, observons le à l’aide d’un émagramme.
Emagramme descriptif de l’effet Foehn
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On considère une particule notée P située à 1000hPa à la température T=13°C et ayant un
rapport de mélange r=4g/Kg.
Dans un premier temps la particule subit une détente adiabatique jusqu’au point C qui
représente la température de saturation. Ce point est obtenu par l’intersection de la courbe
iso-mélange et de l’adiabatique que suit la particule P. Le point C a pour coordonnées
(845hPa ; -2°C). A noter que l’on peut trouver le point de rosée de la particule situé à
l’intersection entre la courbe iso-mélange et l’iso-potentiel 1000 hPa.
A partir de là, la particule va s’élever selon l’adiabatique saturée. C’est au cours de cette
ascension que l’air va se condenser, former des nuages et perdre de son humidité sous
forme de pluie. La particule se trouve alors au point B qui a pour coordonnées (550hPa ;
-23.5°C). Cela correspond à une altitude d’environ 4800 m. Ainsi au cours de l’ascension la
masse d’eau condensée par kilogramme d’air sec est: m= 4-0.9= 3.1g/Kg.
Presque toute l’eau contenue a condensé et l’air subit une compression adiabatique qui le
ramène à l’iso-potentiel 1000hPa. On remarque alors que la température de la particule est
de 23°C.
Ainsi pour une même altitude sur les deux versants, on observe une différence de
température de 10°C.
Observation : L’effet Foehn peut s’observer assez facilement de part la formation de nuages
très caractéristiques en amont de l’obstacle tels que les nimbostratus et en aval tels que les
altocumulus lenticularis ou les cumulus fractus.
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Cumulus dus à la présence de l’effet Foehn
L’effet Foehn peut également s’observer de par la présence de trous de Foehn. Ce sont des
zones vide de nuages en aval des montagnes et habituellement liées à la présence d'ondes
de gravité que l'air va suivre et remonter, saturant à nouveau plus loin en aval.
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Trous de Foehn
3) Ouverture aux ondes de gravité
Observation d’ondes de gravité
On vient de voir que les trous de Foehn étaient souvent associés aux ondes de gravité. En
effet lorsqu’une masse d’air a franchi un obstacle (montagne), on a vu que celle-ci
descendait jusqu’au sol en aval. S’il on est en présence d’un air stable (stratifié avec une
température potentielle équivalente augmentant avec l’altitude) cette masse d’air peut se
heurter à une couche plus dense.
Elle va donc subir une force qui s’oppose à la gravité: la poussée d’Archimède. L’air va donc
vouloir revenir à son état initial et donc monter. De par la lenteur du phénomène la masse
d’air va dépasser son altitude d’équilibre. Au bout d’un certain temps la force de gravité va
l’emporter sur la poussée d’Archimède et cette masse va redescendre. On obtient des
oscillations amorties autour d’une altitude d’équilibre. Ces ondes sembles figées dans le
temps parce que ses ventres et ses nœuds ne se déplacent pas. On trouve donc des bandes
de nuages au sommet des vents ascendants et des zones sans nuages en bas des vents
descendants.
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Schéma représentant les ondes de gravité
Exemple de l’effet Foehn associé aux ondes de gravité
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III. Vallées et bassins
Les massifs montagneux sont souvent constitués de tel sorte qu’en leur sein se forment des
vallées, des cuvettes ceintes par les versants du massif. Ces bassins abrités possèdent un
climat qui leur est propre, c’est ce que nous nous proposons expliquer et d’illustrer.
Vallée de Mtskheta-Mtianeti, Géorgie
1) Les inversions de température en montagne : brises de pente, brises de
vallée
Il n’est pas rare de constater qu’il fait plus froid, et parfois plus humide, en vallée et au fond
des bassins que sur les flancs des versants.
Lorsque le vent synoptique est faible, des circulations de brise se mettent en place au sein
des régions montagneuses, conséquences d’un chauffage différentiel entre le sol le long
d’une pente et l’atmosphère à une même altitude. Ces circulations, appelées brises, peuvent
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être de pente ou de vallée, en fonction de l’orientation du vent, et sont le moteur des
inversions de température en montagne.
Brises de pente et brises de vallée, le jour, la nuit
Les brises de pentes peuvent s’expliquer comme suit, selon un cycle diurne.
On suppose que la situation au coucher du soleil est
calme, et que la couche limite atmosphérique est bien
mélangée par la turbulence diurne.
Après le coucher du soleil, le refroidissement radiatif
des pentes entraîne le refroidissement de l’air en
contact avec la surface. Cet air plus froid que son
environnement s’écoule vers le bas, créant un vent de
pente subsidient également appelé vent catabatique.
La couche d’air soumise à ces vents catabatiques est généralement très mince (2 à 20 m) et
les vitesses du vent sont de l’ordre de 1 à 5 m/s. La circulation de brise descendante est
compensée par une ascendance faible au dessus de l’axe de la vallée.
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L’air, quasi-transparent au rayonnement solaire, ne
sera réchauffé que plus tard lorsque la surface sera
suffisamment chaude et que des flux verticaux
turbulents se mettront en place.
Au matin, des vents de pente ascendants démarrent,
appelés vents anabatiques.
Le réservoir d’air froid accumulé dans la vallée s’érode
par le bas.
Il peut, si la situation le permet, disparaître complétement au cours de l’après-midi,
permettant ainsi à une couche limite convective bien mélangée de se mettre en place. Si la
situation synoptique ne change pas, le cycle décrit précdémment peut alors recommencer à
partir du coucher du soleil.
Les brises de vallée suivent un processus similaire, suivant la pente de la vallée, entre le
haut de la vallée et la plaine. Les vents anabatiques sont cependant plus tardifs.
Dans l’après midi, on observe des interactions entre les vents anabatiques le long des
pentes et des vallées, prenant des formes hélicoïdales complexes.
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Vents anabatiques en journée
2) Etude de cas : inversion du Massif Central
Le Massif Central est très souvent le théâtre d’inversion thermique. En effet, la température
à Clermont Ferrand, situé à 329m d’altitude, est souvent inférieure à celle mesurée au
sommet du Puy-de-Dome qui surplombe la ville à 1465m.
Topographie de Clermont-Ferrand et du Puy De Dome
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L'Observatoire de Physique du Globe de Clermont-Ferrand fournit des relevés de
température au sommet du Puy de Dome ainsi qu'à Cézeaux, ville de la banlieue de
Clermont-Ferrand.
Au cours du mois de février 2012, on peut constater par exemple une très forte inversion le
9, en croisant les courbes de température.
Température (°C) à Cézeaux entre le 26 janvier et le 26 février
Température (°C) au Puy de Dome entre le 26 janvier et le 26 février
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Les régimes de brises de pente ont également été corroborés par les relevés de la direction
et de la vitesse du vent dans la station de Cézeaux le 9 février.
3) Etude de cas : inversion de subsidence du 25 novembre 2011
Le 25 novembre 2011, des inversions de température se sont fait ressentir dans les vallées
abritées, mais également sur les flancs exposés des moyennes et hautes montagnes
On peut l’expliquer par la création d’une couche d’inversion par subsidence.
En situation d’anticyclone, les couches d’air les plus hautes sont comprimées, et descendent
de manière adiabatique sèche.
Ce cas est décrit par l'émagramme suivant :
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Emagramme qualitatif d'une inversion de subsidence
Profil vertical de température au sein d'une inversion de subsidence
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4) Conséquences : qualité de vie, pollution
Ces inversions ont des conséquences concrètes pour les habitants de vallées ou bassins
protégés ; elles ont également des conséquences sur la qualité de l’air. En effet, lors de ces
inversions nous avons vu qu’une bande d’air plus chaud était destinée à rester à une
altitude donnée. C’est une couche très stable : lors de conditions convectives et synoptiques
calmes, cette couche va agir comme un couvercle. Par exemple, les gazs pollués émis par les
voitures, usines ou cheminées en zone urbaines, plus chaud que l’air ambiant, vont être
stoppés par la couche d’inversion. On relève alors une augmentation de la concentration en
polluants.
On observe typiquement ce genre de phénomènes lorsque la fumée d’une usine monte
quasi-verticalement jusqu’à une altitude pour alors s’étaler sans monter d’avantage, ou
bien lorsqu’une mer de nuages est observable en très haute montagne.
Couche d'air pollué bloqué par une couche d'inversion (Fairbanks, Alaska, 2005)
Une étude s'est par exemple concentrée sur l'impact des inversions thermiques dans la
vallée de Chamonix. Cette vallée est touchée par l'impact du traffic des poids lourds
empruntant l'axe autoroutier France-Italie. On note la très forte inversion de température
sur les premiers 130-150m au dessus du sol, conduisant à une couche stable et isolée dans
laquelle se concentrent les émissions au sol.
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Profil verticaux des concentrations d'ozone et de température obtenus à Chamonix le 17 janvier
2003 à 8h30 TU
On compare ensuite une situation d'inversion à une situation d'instabilité atmosphérique,
au cours de laquelle les polluants (ici NOx, oxydes d'azote) ne sont pas emprisonnés par le
“couvercle” qu'est la couche d'inversion.
Concentration en oxydes d'azote à Chamonix en situation d'inversion et en situation d'instabilité
atmosphérique
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Les inversions de température offrent donc des température plus clémentes qu'en fond de
vallées encaissées ; la contrepartie est qu'elles amènent souvent à une qualité de l'air
dégradée.
Conclusion et choix de l'emplacement
A la lumière des phénomènes étudiés, nous avons considerés subjectivement, qu'il était
préférable de vivre à un emplacement d'une montagne tel que :
- la chaîne de montagne est située proche de l'équateur
- la crête de la chaîne de montagne est orientée est-ouest
- l'emplacement est situé sur l'adret
- l'adret est situé sous le vent
- l'adret ne donne pas sur un encaissement ou une vallée protegée
- l'emplacement sur l'adret n'est pas au fond de la vallée
Dans ces conditions, le climat offre une continentalité accrue : des températures plus
clémentes, moins de précipitations, un degré de pollution réduit.
Un bon compromis semble être la localité de Ibagué, qui a pour coordonnées 4° 26′ 07″ N
75° 12′ 03″ W.
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Ibagué, ville de montagne de Colombie
Bibliographie
Les inversions de température entre plaines et montagnes en Auvergne, Lucien Gachon, 1935
Road transport and atmospheric pollution - Nothern French Alps case, Pierre Dumolard,
2009
Fondamentaux de Météorologie 2ème édition - A l'Ecole du Temps, Sylvie Malardel, 2009
Les climats : mécanismes et répartitions, A. Godard et M. Tabeaud, Armand Colin, Paris, 2004
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