3.2. NOTIONS DE METEOROLOGIE - ADAPTATION AUX FEUX DE FORET

3.2.1 NOTIONS DE METEOROLOGIE GENERALE

a) Composition de l’atmosphère

L’air atmosphérique est le plus souvent considéré comme un mélange d’air sec et de vapeur d’eau.

Composition de l’air sec

Les trois premiers constituants sont nettement prépondérants, ils représentent 99,97 % de l’air atmosphérique.

La teneur en gaz carbonique est très variable, elle dépend notamment dans les basses couches, de l’activité industrielle.

La proportion d’ozone au voisinage de la mer est extrêmement faible, mais elle devient plus importante en altitude dans « la couche d’ozone » qui s’étend de 15 à 45 km.

L’air est en fait un mélange d’air sec, d’eau sous plusieurs formes (liquide, vapeur, glace) et d’un nombre considérable d’impuretés et de particules diverses de dimensions microscopiques. Il s’agit de débris minéraux et végétaux, de bactéries qui emportés par le vent contribuent à polluer l’atmosphère. Il s’agit encore de particules de sels marins provenant de l’évaporation des embruns, etc. La présence de ces corpuscules en suspension dans l’air est loin d’être négligeable. Il est établi en effet, qu’en plus des conditions thermodynamiques adéquates, la condensation de la vapeur d’au (passage à l’état liquide) nécessite la présence de supports solides sur lesquels s'effectue la condensation. Les particules solides et notamment les sels marins, constituent justement ces supports appelés  « noyaux de condensation ».

L’eau dans l’atmosphère

Elle est disponible sous trois états :

- gazeux : c’est la vapeur d’eau invisible,

- liquide : ce sont les gouttelettes d’eau que l’on trouve dans les nuages, les précipitations, le brouillard,

- solide : ce sont des cristaux de glace, de neige, de grêle... que l’on trouve dans les nuages ou précipitations par température inférieure à 0°.

Changement D’état

L’air contient une quantité de vapeur d’eau variable selon les possibilités locales d’alimentation en eau. Cette dernière est assurée par l’évaporation quasi permanente à la surface des océans et de toute étendue d’eau liquide de façon générale. La richesse en vapeur d’eau décroît ainsi à mesure que l’on s’éloigne de ces sources.

Mais la masse de vapeur d’eau dans un volume d’air ne peut croître de façon infinie. La valeur maximale est fonction de la température. Ainsi, plus la température est élevée, plus l’air peut contenir de vapeur d’eau.

Pour quantifier la vapeur d’eau les météorologues utilisent souvent, plutôt que la notion de masse, celle de pression de vapeur d’eau.

 Considérons un volume d’air à une température donnée, s’il contient une quantité de vapeur d’eau inférieure au seuil maximal admis à cette température, on parle alors de «  vapeur sèche », et l’eau est seulement disponible sous forme de vapeur. Supposons maintenant que ce volume d’air reçoive, par un processus à température constante, un nouvel apport de vapeur d’eau (par exemple en survolant une étendue d’eau), il arrive un moment où le seuil maximal est atteint, on parle alors de vapeur « saturante » et on peut observe la formation de gouttelettes d’eau par condensation. A partir de cet instant, toute adjonction de la vapeur d’eau se traduira par une condensation , c’est-à-dire passage à l’état liquide. C’est tout simplement le processus de formation des nuages. Si les gouttes deviennent assez grosses, elles peuvent, sous l’effet de leurs poids être prises dans les courants descendants et dans certains cas arriver au sol. On observe alors des précipitations.

Température De Rosée

Considérons maintenant une masse d’air par une belle journée anticyclonique. Elle contient une certaine quantité de vapeur d’eau  qui évolue peu (tension de vapeur e). L’air n’est pas saturé, c’est-à-dire que « e » est inférieur à la tension de vapeur saturante (ew) à cette température.

Avec la baisse de température nocturne, la tension de vapeur saturante diminue progressivement. Lors des nuits claires et par vent faible, la diminution de température est très importante, et il arrive qu’à un certain moment e = ew (brouillard, rose).

Cette température est appelée « température de rosée » ou »pont de rosée » (TD)

Définition : le point de rosée est la température à laquelle il faut refroidir une masse d’air à pression constante pour qu’il y ait condensation.

Le processus décrit plus haut peut être représenté par le schéma suivant :

Les météorologues travaillent beaucoup avec le point de rosée, qui est une des caractéristiques de la masse d’air. Concrètement, il faut savoir que l’écart entre la température de l’air  et  point de rosée est un indicateur de l’état de sécheresse de l’air :

- s’ils sont proches l’un de l’autre, l’air est humide et la condensation proche,

- s’ils sont éloignés, l’air est sec et il lui faudrait subir de grandes transformations pour que la vapeur d’eau se condense.

Humidité relative de l’air

C’est le rapport de la tension de vapeur d’eau sur la tension de vapeur saturante à la même température

_{U = 100}

où  e est la tension de vapeur et ew(t) la tension de vapeur saturante à la même température.

L’humidité relative de l’air ou degré hygrométrique de l’air exprime en fait la proximité de la condensation. Elle varie de 0 à 100 %.

Ainsi dans les cas d’une masse d’air à 20 % d’humidité relative, il faudrait apporter beaucoup d’eau supplémentaire pour arriver au stade de la condensation. C’est le cas par exemple des masses d’air résidant sur le Sahara. Dans le cas d’un air à 98 % d’humidité relative, la condensation pourra se faire avec un apport hydrique faible, ou par un léger refroidissement, ou encore un petit mouvement vers le haut et des nuages pourront alors se former.

b)  Pression

Unité hecto pascal

variations dans le temps en un point donné au sol.

Variations dans l’espace

Valeurs horizontales	Zones de basses pressions relatives dépressions ou « cyclones ». Zones de hautes pressions relatives anticyclones. Ordre de grandeur des variations : 1 hpa/50 km important, car le vent (direction, intensité) dépend du gradient de pression
Variations verticales	Très rapides : en moyenne 1 hpa/8 m . A retenir : 1013,25 hpa - Om En moyenne :                 850 hpa - 1 500 m                 700 hpa - 3 000 m                 500 hpa - 5 600 m                 300 hpa - 9 200 m                 100 mb  - 16 200 m
Principes de l’analyse météorologique	Cartes de lignes isobare, d’une surface horizontale (z = Om) cartes de lignes de niveau (hysohypses) d’une surface isobare (p = 700,500 hpa).

Cartes d’isobares en surface

On remarquera sur la figure que les lignes isobares, cotées en mb, sont tracées de
5 mb en 5 mb. Le nom donné aux différentes régions de la carte dépend de l’allure des lignes isobares.

Anticyclone : système d’isobares fermés dont la côte croit vers l’intérieur ;

Dorsale : excroissances de haute pression ;

Dépression : système d’isobares fermés dont la côte décroît vers l’intérieur ;

Thalweg : excroissance de basse pression ;

Col : région située entre deux dépressions ou thalweg d’une part et deux anticyclone ou dorsales d’autre part ;

Marais barométrique : région de la carte où les lignes isobares sont espacées et mal organisées.

Valeurs extrêmes	- 88,3° dans l’Antarctique + 58° en Lybie en France : - 34,5° þ + 45°
Intervalle normal de variation dans nos régions	- 30°  þ  + 30°
Variations périodiques diurnes	Oscillations régulières très nettes (sinusoïdales)
Variations apériodiques	Comme pour la pression, on peut distinguer : - des variations synoptiques liées au passage des perturbations, - des variations aérologiques.

Variations dans l’espace

Variations horizontales	Grandeur très fluctuante au sol selon l’ensoleillement, le type du sol, la végétation, la proximité d’eau... Existence de discontinuité.
Variations verticales	- Structure verticales de l’atmosphère - dans la troposphère, la variation moyenne est de - 0,65° pour 100 m, mais il peut exister des inversions de température, à proximité du sol, variations plus intenses
Principes de l’analyse météorologiques	- cartes de lignes isothermes à pression constante (850, 700,500hpa), - cartes de lignes de niveau d’une surface isotherme (0), -10°).

d)  les masses d’air

L’observation et l’analyse des conditions atmosphériques mettent en évidence des variations parfois brutale de divers éléments météorologiques :

- rotation soudaine des vents,

- variations importantes et rapides de la température,

- bouleversement rapide du type de temps, par exemple passage d’un temps doux et humide à un temps froid et sec.

Pour interpréter ces phénomènes, on admet que l’atmosphère n’est pas une masse fluide homogène, mais un ensemble de grandes masses d’air plus ou moins homogènes elles-mêmes, séparées les unes des autres par des zones de transition parfois brutales (notion de front).

L’air qui séjourne sur la Sibérie présente des caractéristiques fortement éloignées de l’air qui séjourne au voisinage de l’anticyclone des Acores en plein Atlantique. Le premier est froid et sec, fortement refroidi à la base, le deuxième est doux et humide, réchauffé à la base et très riche en vapeur.

Il apparaît que la différenciation des grandes masses d’air atmosphériques résulte de l’influence hétérogène qu’exerce la surface terrestre sur les couches inférieures de l’atmosphère. Cette hétérogénéité est liée à la nature même de la surface sous-jacente qui peut être continentale ou maritime, plus ou moins rugueuse.

Il faut aussi préciser que les caractères acquis par une masse d’air du fait de son séjour prolongé sur telle ou telle région ne sont pas définitifs. La masse d’air continue généralement d’évoluer au cours de ses déplacements ultérieurs. Par exemple, l’air froid des régions antarctiques évolue fréquemment par réchauffement à la base au cours d’une descente en latitude sur la mer du Nord. Au cours de cette descente, ses propriétés sont rapidement modifiées.

Il est souvent intéressant de connaître en un lieu donné, le type de la masse d’air présente. Ainsi, sur la façade méditerranéenne française, des vents de sud-ouest en altitude  vont amener de l’air chaud venant des tropiques, et humide puisqu’il est d’origine océanique et a de plus connu une trajectoire maritime sur la Méditerranée. Cet air chaud et humide est favorable au déclenchement de précipitations. Il arrive parfois que le vent en altitude s’oriente au secteur sud, s’il se renforce et se maintient sur de grandes distances, il peut faire remonter sur la France de l’air saharien, très chaud et sec. Celui-ci n’a pas le temps de s’humidifier sur la faible étendue d’eau qu’est la Méditerranée occidentale, et contrairement au cas précédent, peut être à l’origine de situation à incendies de forêt (sirocco).

e)  Frontologie

Les différentes masses d’air présentes sur le globe se déplacent, soumises à l’action des vents de haute altitude (entre 4 000 et 5 000 m). Il se crée alors en certain endroits des « zones de conflit » où se confrontent deux masses d’air de type différents

Considérons par exemple, le golfe de Gênes, baigné par de l’air chaud méditerranéen. L’orientation des vents d’altitude au secteur nord-ouest sur l’Atlantique Nord va pousser jusqu'à la Méditerranée de l’air plus frais. La confrontation de ces deux masses d’air va se traduire par la formation d’une dépression et de phénomènes météorologiques (nuages, pluies...) que l’on connaît sous le nom de perturbation. Le vent se renforce.

Les images satellitaires permettent bien la localisation de ces zones nuageuses organisées et le suivi de leur déplacement.

Dans l’Hémisphères Nord, aux latitudes tempérées, le courant général d’altitude domine sur secteur ouest. Or il existe, au large de Terre Neuve une zone propice à la formation de perturbations. Les conditions formées à cet endroit, poussées par le courant général, traversent l’Atlantique en quelques jours et aborde la façade océanique de la France. Elles continuent ensuite leur chemin vers l’est, mais en perdant progressivement de leur vigueur, car elles ne trouvent plus sur terre l’alimentation en eau qui est leur énergie, et ralentissent souvent leur course par suite des forces de frottement dues au relief terrestre.

Ce scénario s’inscrit dans le cadre de la valeur moyenne du courant d’altitude (courant d’ouest), mais il arrive souvent que le courant d’altitude s’infléchisse temporairement dans une autre direction, et l’évolution sera alors totalement différente. Une grande partie de la difficulté de la prévision tient son origine dans l’incertitude du déplacement des masses d’air et donc de la localisation des dépressions et des perturbations.

Les perturbations sont souvent matérialisées par les « front » (limite séparant deux masses d’air) : front chaud et front froid. Les intempéries sont en général liées aux passages frontaux. Les schémas suivant illustrent classiquement la naissance d’une perturbation du front polaire (limite entre l’air polaire humide et l’air tropical humide, au large de Terre-Neuve pour l’Hémisphère Nord).

L’étendue moyenne d’une perturbation est de l’ordre d’un millier de kilomètres. Cet ordre de grandeur définit «l’échelle synoptique», échelle à laquelle on peut traiter tous les mouvements généraux  de l’atmosphère (déplacement de dépressions, anticyclones...). L’échelle synoptique ne permet pas de prendre en compte de nombreux phénomènes météorologiques dont la cause est à rechercher à des échelles beaucoup plus fines (méso-échelle, échelle aérologique).

f) Le vent

Le vent est défini par :

- la direction d’où il souffle (sur une rose de36 directions),

- la vitesse moyenne sur 10 mn unités : m/s, km/h

 

Le vent est très irrégulier dans le temps et connaît des variations instantanées très grandes, d’autant plus importantes d’ailleurs que le vent est fort. La notion de « vent maximal instantané » permet de définir l’intensité des pointes maximales (rafales)

Le vent varie beaucoup entre le sol et la haute  altitude, à la fois en direction et en vitesse.

En un point donné au sol, le vent que l’on peut observer est dû à la présence simultanée de phénomènes :

- à l’échelle synoptique : il s’agit du vent synoptique dérivant du champ de pression,

- à l’échelle locale : phénomènes thermiques (brises), dynamiques (action du relief...).

 La connaissance de ces divers phénomènes et de leurs évolutions au cours du temps sont donc indispensables pour l’estimation du vent en un point donné.

g)  Le vent synoptique

C’est le vent découlant du champ de pression autour du globe, c’est-à-dire de la répartition des dépressions et des anticyclones. Deux règles simples permettent de définir la direction et la force du vent synoptique en un point.

Pour La Direction Règle  Buys-Ballot

La règle s’énonce de la façon suivante :

si l’on se trouve à proximité d’une dépression, le vent tourne dans le sens inverse des aiguilles d’une montre autour de cette dépression.

A l’opposé, le vent tourne dans les aiguilles d’une montre autour d’un anticyclone. Il a tendance à se diriger des hautes vers les basses pressions.

Ce schéma est valable dans l’hémisphère nord, dans l’autre hémisphère les phénomènes sont inversés.

La vitesse

Elle est proportionnelle au gradient de pression, c’est-à-dire à la différence de pression entre deux points de part et d’autre du point considéré. Plus la différence de pression est grande, plus le vent est fort.

Des discontinuités brutales existent au passage des fronts ; par exemple rotation soudaine d’ouest sud-ouest à nord-ouest au passage du front froid.

La carte suivante présente un exemple concret de l’application de ces règles. On y trouve l’analyse du champ de pression un jour donné, et le vent synoptique qui en découle. Concrètement sur une carte météorologique, le vent sera d’autant plus fort que les isobares sont proches les uns des autres.

Vent synoptique - Exemple de situation

Mécanismes de déclenchement de la brise de mer