Le vent résulte du déplacement de l’air depuis les zones de hautes pressions vers les zones de basses pressions.
Ce mouvement ne cesse que lorsque l’écart de pression disparaît et que l’équilibre est atteint.
En s’écoulant des zones de haute pression vers les zones de basse pression, ces courants contribuent à établir un certain équilibre atmosphérique. Parce qu’ils entraînent avec eux la chaleur et l’humidité des masses d’air, ils jouent également un rôle primordial dans la plupart des phénomènes météorologiques.

La circulation atmosphérique

L’air est constamment en mouvement. A l’échelle planétaire, ces mouvements forment la circulation générale de l’atmosphère, qui transporte la chaleur de l’équateur vers les hautes latitudes et ramène l’air froid vers les tropiques.

La force de Coriolis

Imaginons un avion qui voyage en ligne droite du pôle Nord à l’équateur et qui parcourt cette distance en une heure. Puisque la Terre tourne sur elle-même à la vitesse de 15¾ par heure, l’avion aura dévié de 15¾ lorsqu’il atterrira. Cette déviation, appelée force de Coriolis, agit sur tous les corps en mouvement autour de la Terre, y compris les vents. Elle tend à infléchir tout déplacement à droite de la cible visée dans l’hémisphère Nord (à gauche dans l’hémisphère Sud).

L’explication du phénomène fut donnée en 1835 par Gustave Coriolis.

L’air se déplaçant à la surface du globe bouge à des vitesses différentes en fonction de la rotation de la Terre, ce qui se traduit sur une carte par une déviation.

Pression et vitesse du vent

La vitesse du vent est proportionnelle au gradient de pression, qui exprime les variations de pression dans un même plan horizontal.
Comme la direction dans laquelle souffle le vent est soumise à la déflexion due à la force de Coriolis, l’air tourbillonne autour des centres de basses pressions.

Plus une dépression est creuse, plus elle aspire l’air alentour et plus les vents sont forts. C’est la raison pour laquelle, les cyclones et les tornades, avec de minuscules noyaux, génèrent des vents aussi violents.

Sous les tropiques, la forte chaleur de surface induit de très basses pressions, et génère des vents violents.

Floride. Ouragan Georges septembre 1998

Les vents sont toujours plus forts en mer que sur terre. En effet, les forces de frottement sont plus faibles sur l’eau que sur le sol, où les obstacles sont nombreux.

C’est en mer que l’on trouve les plus grands fetchs, les distances sur lesquelles le vent reste constant. Le plus long fetch de la planète s’observe dans l’océan Austral, où les vents tournent autour du globe sans y rencontrer aucune terre.
C’est dans ces eaux qu’ils sont les plus violents et que les houles ont les plus fortes amplitudes.
Les marins ont surnommé ces latitudes les « quarantièmes rugissants », « les cinquantièmes hurlants » et les « soixantièmes grinçants ».

L’échelle de Beaufort

Mise au point en 1805 par l’amiral anglais Francis Beaufort, l’échelle de Beaufort se sert des effets du vent sur la mer pour exprimer sa force. À l’aide des anémomètres, on est aujourd’hui capable de mesurer précisément la vitesse du vent, ce qui permet d’établir des correspondances avec l’échelle de Beaufort.

Sur la côte George V, en Antarctique, les vents soufflent en moyenne à 320 km/h.

Vent polaire dans l'Antarctique. Base Marsh

Le record terrestre de vitesse du vent est de 513 km/h. C’est la vitesse d’une rafale mesurée en mai 1999 dans une tornade en Oklahoma.

Les vents dominants

Bien que le vent puisse, en un endroit donné, souffler de toutes les directions, les statistiques sur une longue période définissent généralement une direction préférentielle correspondant à ce que l’on appelle le vent dominant.

La circulation générale de l’atmosphère dessine des ceintures de vents dominants autour du globe.

Chaque hémisphère terrestre est entouré par trois boucles de circulation atmosphérique:

• La cellule polaire
• La cellule de Ferrel
• La cellule de Hadley

Ces boucles sont régies par des mouvements ascendants et descendants, ainsi que par des déplacements horizontaux dus au gradient de pression et à la force de Coriolis. Dans chaque circuit, l’air chaud monte, se déplace en altitude, redescend lorsqu’il s’est refroidi, puis se réchauffe de nouveau lorsqu’il se déplace en surface selon une direction invariable.

La cellule polaire : les hautes pressions qui règnent sur les pôles expulsent l’air de surface. Celui-ci se réchauffe progressivement et s’élève lorsqu’il parvient à 60° de latitude environ. En rejoignant le pôle, l’air d’altitude se refroidit de nouveau et redescend. Cette boucle de circulation est dominée par des vents de surface secs et froids qui soufflent vers l’ouest.

La cellule de Ferrel : une partie de l’air de la ceinture de haute pression subtropicale se déplace en surface vers le nord-est. À 60° de latitude environ, cet air chaud rencontre la masse d’air froid polaire: il s’élève et repart vers l’équateur. Parvenu à la hauteur du tropique, il s’affaisse de nouveau dans la zone de haute pression.

La cellule de Hadley : chauffé par le Soleil, l’air équatorial s’élève jusqu’à la tropopause, puis se dirige vers les pôles. Pendant son déplacement en altitude, l’air se refroidit, s’alourdit et finit par redescendre vers le sol à la hauteur des tropiques. Expulsé de cette zone de haute pression, l’air sec retourne vers l’équateur, complétant ainsi une boucle atmosphérique nommée cellule de Hadley.

Les courants-jets

Les courants-jets sont d’étroits rubans de vents violents qui serpentent dans la haute troposphère.

À très haute altitude (entre 6 000 m et 15 000 m), ces vents particulièrement forts tournent d’ouest en est autour de la Terre. Ils se divisent en branches polaires (à 60¾ de latitude environ) et subtropicales (au-dessus des tropiques).

Les alizés, les vents dominants qui soufflent des tropiques vers l’équateur, sont déviés vers l’ouest par la force de Coriolis.

Courant-jet subtropical. Sur cette photo, le courant passe au-dessus de la région des hauts-plateaux en Bolivie

À l’intérieur du tube, la vitesse des vents n’est pas uniforme. Elle varie de 150 km/h dans l’enveloppe extérieure à plus de 400 km/h au centre du courant.

Courant-jet sur la mer Rouge et l'Egypte. (Nasa)

Le courant-jet prend la forme d’un tube aplati, large de quelques centaines de kilomètres.

Les courants-jets ne suivent pas toujours une trajectoire rectiligne. Lorsque la vitesse du courant-jet polaire est trop faible, la force de Coriolis donne une légère ondulation à son mouvement.

Les vents locaux

Contrairement aux vents dominants, les vents locaux ne sont pas constants: leur force et même leur direction peuvent varier considérablement. Pour certains vents, comme le mistral ou le chinook, c’est la configuration du relief qui explique les variations alors que pour d’autres, comme les brises de mer et les vents de vallée, les différences de température entre le jour et la nuit constituent le facteur le plus important.

Le fœhn, qui souffle en Suisse et en Autriche, et le chinook, qui descend des montagnes Rocheuses en Amérique du Nord, sont des vents adiabatiques. En rencontrant le versant sous le vent d’une montagne, l’air s’élève, se refroidit et se décharge de son humidité. Après avoir passé le sommet, il se réchauffe en redescendant et amène du temps chaud et sec sur le versant contre le vent.

Arche nuageuse qui annonce l'arrivée du chinook, dans le Montana

Les vents catabatiques sont des vents froids qui acquièrent une grande force en descendant des montagnes. La bora, qui s’écoule des montagnes yougoslaves vers la côte adriatique, de même que l’oroshi japonais et le williwaw d’Alaska, sont des vents catabatiques.

Vent catabatique dans le Grand Canyon

Le mistral, un vent sec et froid qui souffle plus de 100 jours par an sur le sud-est de la France, est issu des hauts sommets des Alpes. En s’engouffrant dans la vallée du Rhône, il se renforce et peut atteindre 180 km/h lorsqu’il débouche dans la Méditerranée.

La Corse se trouve au carrefour de sept vents : le libecciu, la tramontane, le mistral, le sirocco, le levante, le gregale et le ponente.

Un hêtre modelé par le libecciu en Corse

Sur les littoraux, le voisinage de l’eau et de la terre crée des inversions thermiques qui influencent la direction des vents. La brise de mer souffle pendant la journée, lorsque l’air chaud du continent monte en altitude. Il se crée alors une zone de basse pression, que l’air frais de la mer vient combler. La nuit, l’eau se refroidit plus lentement que la terre, ce qui produit un phénomène inverse. L’air chaud qui s’élève au-dessus de la mer est remplacé par un air frais issu du continent, la brise de terre.

Mississippi. Ouragan Camille en mars 2000

Un phénomène semblable à celui des brises se produit dans les régions montagneuses, où l’inversion des températures est engendrée par la différence d’altitude entre les parois d’une montagne et le fond de la vallée. Le vent de vallée se manifeste dans la journée, lorsque l’air frais de la vallée est aspiré vers les hauteurs, où le réchauffement a produit une zone de basse pression. Pendant la nuit, au contraire, le vent de montagne descend vers la vallée, où l’air se refroidit moins que dans les montagnes.

Les tempêtes de sable

La tempête de sable se forme lorsque de l’air très instable est soumis à un vent de 55 km/h ou plus. Le tourbillon de poussière est une colonne d’air tourbillonnant qui s’élève brutalement. La plupart n’excède pas 30 m de haut mais certains peuvent atteindre 100 m et jusqu’à 1 800 m.

Le vent soulève le sable et la poussière sur de courtes distances en principe. Cependant, avec de forts courants ascendants, ces tourbillons peuvent se déplacer très loin.

En mars 1998, une tempête de sable traversa l’Egypte, le Liban et la Jordanie, en réduisant la visibilité à 180 m.

Le vent de la vallée de la Mort

Le « champ de Course » est l’un des nombreux lacs desséchés ou « playas » qui parsèment le fond de la vallée de la Mort, en Californie.
Pendant longtemps, ce lieu a intrigué les touristes et les géologues. En effet, ce lac tire son nom de la présence de grosses pierres plates dont certaines pèsent une cinquantaine de kilos.

Ces pierres se déplacent à la surface en laissant derrière elles des ornières pouvant couvrir plusieurs centaines de mètres.

Pendant des années, personne n’a vu les pierres bouger ce qui fit de ce lieu une énigme.

Puis, en 1967, Robert Sharp prouva que ce qui les faisait se mouvoir n’avait rien de mystérieux : il s’agissait du vent et de l’eau.
Cette théorie a été confirmée en 2002. Les roches suivent la direction des vents dominants. Lors des rares averses, le sol argileux devient si glissant que le vent peut faire son œuvre.

 Introduction

Différents points de vue sur une dépression

 Les effets sur le temps

Les nuages dans le ciel

La technologie

Les images et séquences satellites

 

 

 

 

Anatomie d'une dépression

Introduction

 

 

 

 

 

 

Le temps qu'il fera avec une dépression typique

Changement dans le ciel

Variation de la température

Variation de l'humidité

 

Variation dans la force et la direction des vents

 

Talweg, col, dorsale et marais barométrique.

 

Col

Marais barométrique

Talweg

Dorsale

  Définition

La pression moyenne au niveau de la mer est de 1013.25 mb. Lorsqu'un système météo possède en son centre une pression plus élevée, peut-on dire qu'il s'agit d'une haute pression? Pas nécessairement.

Les anticyclones sont comme des montagnes. Une montagne est une élévation de terrain importante. Par exemple, le Mont Éverest est une montage car son élévation est beaucoup plus élevée que ce qui l'entoure. Alors, pour ce qui est des hautes pressions, le principe est le même.

En météorologie, on utilise le terme "surface isobarique" pour désigner un ensemble de points formant une surface dont la distance par rapport à la surface de la terre représente la hauteur qu'il faut atteindre pour obtenir un niveau de pression donné.

Par exemple, la surface isobarique 500mb pourrait être formée de points dont la hauteur varie entre 5500 et 6000 mètres, c'est-à-dire qu'il faut monter jusqu'à 5500 mètres en altitude afin d'obtenir une pression de 500 mb (la pression au sol pourrait être de 1022mb mais elle diminue avec l'altitude). Cette surface imaginaire pourra alors représenter une montagne. Il s'agit d'une haute pression. En effet, plus la pression est haute et plus il faudra s'élever en altitude pour atteindre le niveau de pression que l'on s'est fixé.

Caractéristiques

Les anticyclones sont des systèmes souvent plus vastes que les dépressions. Les anticyclones se déplacent généralement moins rapidemment que les dépressions. Par conséquent, ils affectent une région plus longuement

Autour des anticyclones, l'air se déplace dans le sens horaire des aiguilles d'une montre. Les vents sont plus faibles dans les anticyclones que dans les dépressions. La direction des vents dans le centre d'un anticyclone est plus variable que dans le centre d'une dépression.

Pour localiser un anticyclone, il suffit de se placer dos au vent. Faites un quart de tours vers la droite. L'anticyclone a bien des chances de se retrouver à votre droite.

Quel temps apporte un anticyclone ?

L'anticyclones est porteur de beau temps à cause du principe suivant: lorsqu'on augmente la pression de l'air, la chaleur 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.

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.

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.

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 symboles météo

Front chaud         

Front froid

Front stationnaire

Front occul chaud

Front occlu froid

Ouragan - cyclone

Symboles utilisés par les stations

Sur les cartes d'analyse chaque station est représentée par un ensemble de symboles que le météorologue peut interpréter.

Chaque station est représentée par un groupe de symboles comme celui qui présenté ci-dessous.

"Nébulosité complète du ciel, avec une température de l'air de 24 degrés celcius, point de rosée à 24 degrés celcius. Le vent de nord-est entre 10 et 15 noeuds. La pression à 1003,8 millibars en baisse de 1,1 millibars depuis 3 heures. Des averses de pluie sévissent et les nuages bas sont des status, la visibilité est réduite à moins d'un kilomètre. Dans l'heure qui précédait l'observation, le temps était au brouillard".

Afin de mieux comprendre l'on peut représenter cette station météo avec l'aide d'une grille.

Légende des codes et des symboles utilisés

Vitesse du vent

V = 5 noeuds

V = 10 noeuds

V = 50 noeuds

* Direction du vent, à + ou - 5 degrés près, représentée par la hampe d'une flèche volant dans le vent.

* Vitesse V du vent, à + ou - 2 noeuds près, représentée par les symboles suivants ou leur combinaison.

Exemples

vent d'ouest, V = 25 noeuds      

vent d'ouest-sud-ouest, V = 75 noeuds

vent calme, (V < 1 noeud)

vent d'ouest -sud-ouest, 1 < V < 2 noeuds

Nébulosité

Nuages bas (Cl)

Nuages moyens (Cm)

Nuages élevés (Ch)

Variation de pression (a)

Temps qu'il fait au moment de l'observation (ww) et temps passé dans la dernière heure au moment de l'observation (w).

Une masse d'air est une portion de la troposphère.

La troposphère n'est pas un tout aux propriétés physiques homogènes, comme le démontre sa segmentation horizontale.

Une masse d'air, qui occupe un volume à grande échelle, se caractérise par une certaine uniformité horizontale de température et d'humidité.

Elles sont séparées par des fronts qui forment une zone de transition entre deux masses, zone où varient sensiblement et rapidement les champs horizontaux de température et d'humidité.

Formation des masses d'air

Une masse d'air se définit comme une importante section de la troposphère dont les caractéristiques vont de pair avec les vastes régions terrestres dont elle subit l'influence.

Les masses d'air s'étendent souvent sur plusieurs milliers de kilomètres.

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 des caractéristiques opposées.

Bien que l'air froid soit graduellement réchauffé dans sa descente vers le Sud, il y a un contraste marqué entre les deux masses d'air lorsqu'elles sont côte à côte dans la zone tempérée.

Comme les masses d'air ne se mélangent habituellement pas, la zone de transition entre l'air chaud et l'air froid, le front polaire, est relativement étroite.

Si la surface de la Terre était uniforme, il pourrait n'y avoir que deux masses d'air : une chaude et une froide. Or, elles seraient justement séparées par un front polaire.

Mais, la présence des continents et des océans vient changer les choses. Les échanges de chaleur et d'humidité entre l'atmosphère et la surface étant bien différents, il en résulte la formation d'autres masses d'air.

Classification des masses d'air

Au sud du front polaire, l'air tropical très chaud et humide est constamment nourri par de la vapeur d'eau en provenance des océans équatoriaux.

Au nord, il y a l'air polaire et l'air glacial de l'Arctique, originant des champs de neige et de glace. L'air polaire 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.

En résumé, la planète est entourée d'air arctique et antarctique, d'air polaire et d'air tropical.

En plus de diviser l'air selon un régime de température, on le divise aussi selon son 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).

  

  

Mouvements des masses d'air

  

Les masses d'air ne sont pas statiques. Elles voyagent en fonction des vents. Tout au long de leur trajet, les caractéristiques des masses d'air seront modifiées. Une masse d'air polaire, lorsqu'elle voyage vers le sud, se réchauffera au fur et à mesure et pourra s'humidifier si elle passe au-dessus d'un océan. Ce genre de modification peut faire en sorte qu'une masse d'air puisse perdre au long de son voyage beaucoup de ses caractéristiques initiales, la rendant difficile àreconnaître.

  

Modification des masses d'air

 

Bien que la masse d'air soit par définition une entité dont la température et l'humidité sont horizontalement quasi uniformes, il peut y avoir des variations importantes de ces propriétés, variations sont souvent localisées.

Leur importance n'est cependant pas assez grande pour provoquer la formation de zones de transition que sont les fronts.

Sur une carte de surface, pour une même masse d'air, on note régulièrement que des stations ont enregistré des températures ou des points de rosée qui divergent radicalement de l'ensemble des données.

Ce phénomène est dû à la topographie, qui crée localement un microclimat propre aux caractéristiques du terrain : lac, montagne, vallée...

Si l'air passe au-dessus d'un lac, d'une forêt, d'un terrain humide ou d'une neige fondante, l'humidité qu'il y absorbe fait grimper localement le point de rosée des couches inférieures.

Ces différences sont toutefois moins perceptibles à 850 hPa, où la masse d'air est nettement dominante.

Si les différences deviennent nombreuses et atteignent une grande échelle, tant à l'horizontale qu'à la verticale, la masse d'air changera carrément de type.

 

 

Facteurs déterminant le temps

 

Pour comprendre la raison pour laquelle une masse d'air provoque certaines conditions, on doit tenir compte de la combinaison des facteurs qui déterminent le temps.

Ces facteurs de formation ou de dissipation des nuages générateurs de précipitations, sont au nombre de trois : humidité spécifique, refroidissement et stabilité.

Certaines masses sont très sèches et produisent très peu de nuages, contrairement à l'air maritime tropical dont l'humidité spécifique élevée donne souvent lieu à des nuages, des précipitations et du brouillard.

La formation de nuages ou de précipitations se produit lorsqu'il y a saturation de l'humidité. On peut avoir saturation par un apport en vapeur d'eau ou encore par un abaissement de la température de la masse d'air.

Or, il y a trois processus bien distincts de refroidissement d'une masse d'air :

 

• contact avec une surface qui la refroidit par rayonnement
• advection au-dessus d'une surface plus froide
• expansion résultant d'une ascension à grande échelle.

 

?‰tant donné que la plupart des nuages et des précipitations résultent d'un refroidissement par expansion associé à l'air ascendant, il est clair que la stabilité est un facteur de première importance.

On détermine l'humidité spécifique et la stabilité d'une masse d'air, en partie par la nature de la surface au-dessus de laquelle la masse s'est formée, et en partie par le parcours emprunté par la masse sur le continent.

 

Le temps qu'il fait dans les masses d'air

 

L'identification d'une masse d'air ne suffit pas à prédire le temps qu'il fera, sauf dans les grandes lignes ; il est donc fondamental d'en référer aux données recueillies en altitude par radiosondages, observations des pilotes et photos prises par satellites.

Mais ce sont les nombreuses données pointées sur téphigramme qui garantissent les meilleures indications sur la stabilité et l'humidité de l'air.

Si l'air continental arctique est modifié, il peut donner du temps clair et froid dans une région, et ailleurs, des averses de neige et des nuages cumuliformes.

On ne peut se fier au seul fait qu'une masse d'air a été clairement identifiée pour en prévoir le temps qu'elle réserve.

C'est uniquement l'ensemble des données qui permettent avec certitude d'identifier et le type, le nombre et l'étendue des masses d'air simultanément présentes au-dessus du continent.

 

 

Type	Caractéristique	Saison
cP (continentale polaire)	air sec et stable	été: au départ cette masse d'air est sec mais au fur et à mesure qu'elle descend vers le sud, elle s'humidifie et devient instable. Ceci survient parce que durant les longues journées de l'été, le soleil réchauffe les terres qui réchauffe par la suite la masse d'air. Orages possibles. Hiver: très froid et sec.Pas de précipitation. Excellente visibilité.
cA (continentale arctique)	très froid et très sec	été: pas en été. Hiver: très froid et très sec.
cT (continentale tropicale)	chaud, sec et instable et peu de nuages	été: chaud, sec.Visibilité réduite à 7 et 8 km. Pas de précipitation. Hiver: chaud et sec. Visibilité réduite à 7 et 8 km. Pas de précipitation.
mP (maritime polaire)	froid à son point de départ mais devient plus chaud et humide au fur et à mesure de son déplacement vers le sud. Apporte du temps pluvieux et frais. Instabilité.	été: pluvieux et frais, Averses et orages sur provinces de l'ouest. Bonne visibilité sauf si précipitations. Hiver: averses de neige et froid. Pluies abondantes sur la côte ouest. Temps plus doux et sec plus à l'est à l'intérieur du continent. Bonne visibilité sauf si précipitations.
mA (maritime arctique)	masse d'air voyageant sur une grande distance au dessus d'un océan plus chaud et humide donc se réchauffe et se charge d'humidité en cours de route. Air humide et instable.	été: froid, Averses de pluie fréquentes. Temps frais et instable. Nuages cumuliformes disparaissent le soir. Hiver: très froid, Averses de neige fréquentes. Temps plus doux que dans une masse d'air continentale arctique puisque l'océan l'hiver garde plus chaud l'air que le continent peut le faire. Temps humide lorsque cette masse d'air entre dans la vallée du St-Laurent par le nord-est. Nuages la plupart du temps stratocumulus.
mT (maritime tropicale)	très chaud et humide. Brouillard et brume sèche. Orages et averses.	été: très chaud et très humide. Délaisse beaucoup de pluie. Visibilité médiocre. Hiver: chaud et humide. Brouillard et stratus. Visibilité médiocre.

 

Quelles masses d'air concernent l'Europe ?

 

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

Arrivée par l'Atlantique (invasion froide du Labrador) ou la mer du Nord: son passage 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.

A noter que cette instabilité est plus forte en été.

 

L'air Polaire

Arrivée par l'Europe de l'Est (masse d'air polaire originaire de Sibérie) : la masse d'air garde son caractère d'origine car elle se déplace sur une surface froide et sèche. Cette masse d'air polaire continentale envahie 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

 

Il 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 sur la France 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, 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).

 

Que se passe-t-il lorsque deux masses d'air se rencontrent ???

 

La rencontre d'une masse d'air froid et d'une masse d'air chaud donne naissance à une dépression

Courant jet ou jet stream

Le courant jet est situé en haute altitude 10 km. Il se présente sous forme d'une bande de quelques centaines de kilomètres de large. La vitesse des vents à l'intérieur de ce courant est d'environ 200-300 km/h. Les vents circulent d'ouest en est. Toutefois, le courant jet peut prendre des directions vers le nord selon le déplacement des masses d'air.

Le courant-jet est un couloir plat, étroit et sinueux, où la vitesse du vent atteint son apogée. Ce phénomène se manifeste presque partout autour du globe.

Le courant-jet est par définition un flux d'air dont la vitesse doit arbitrairement être d'au moins 110 km/h.

Les pilotes de ligne utilisent le courant jet pour économiser du carburant. En voyageant d'ouest en est, les pilotes partant de l'Amérique du nord vers l'Europe tenteront d'intercepter le courant afin d'être emporté par ce dernier. À l'inverse, les pilotes quittant l'Europe vers l'Amérique du nord tenterons d'éviter ce courant.

Formation des courants Jet

C'est la variation brusque de l'altitude de la tropopause (zone de transition, entre troposphère et stratosphère, où le vent et la température varient beaucoup) qui crée le courant-jet.

La configuration d'un courant-jet n'est pas constante. Elle ressemble plutot à un boomerang.

Les segments du courant-jet se déplacent au gré des crêtes et des creux de la haute troposphère; donc, généralement plus rapidement que les systèmes de pression sous-jacents.

Il peut courir aussi loin que la limite nord des tropiques, mais sa vélocité sera alors nettement moindre qu'aux latitudes moyennes, où il atteint ses plus fortes pointes.

La position du courant jet n'est jamais la même. En quelques jours, la forme que prend ce courant peut changer considérablement. En hiver, sa position est plus au sud. De plus, l'hiver la vitesse des vents dans le courant est plus élevée que durant l'été étant donnée le plus grand contrast dans les températures.

On retrouve généralement une poussée d'air chaud sous la partie formant une pointe vers le nord et une poussée d'air froid dans la pointe allant vers le sud (voir la figure qui suit). C'est pour cette raison que le courant jet est ce qui distingue les masses d'air chaudes et froides.

Le courant jet est souvent porteur de dépressions (famille de dépressions se succédant les unes après les autres) le long de son trajet (voir figure).

Les déplacements horizontaux de l'air

La pression atmosphérique, le vent

Le vent est un déplacement de l'air. Il possède une vitesse et une direction. La vitesse est exprimée en m/s, km/h ou en noeuds (1 noeud représente 1,852 km/h). La direction indique d'où provient le vent et elle s'exprime en fonction de la rose des vents comme celle illustrée ici.

Direction du vent

Quand on donne la direction du vent, il faut comprendre qu'il s'agit de sa provenance. Un vent du Sud se déplace donc vers le Nord.

Un changement de direction dans le sens des aiguilles d'une montre est un mouvement dextrogyre; dans le sens contraire, le mouvement est lévogyre.

Un changement de direction du Sud à l'Ouest, en passant par le Sud-Ouest, est donc un mouvement dextrogyre.

La pression atmosphérique

Il  est impossible de parler des vents sans parler de la pression.

L'air a beau être un gaz il pèse tout de même quelque chose. La pression atmosphérique est une force par unité d'aire. Pour être plus précis, il s'agit du poids d'une colonne d'air qui s'étend d'une altitude donnée jusqu'au sommet de l'atmosphère. L'unité utilisée est le kilopascal (kPa) ou le millibar (mb). En moyenne, au niveau de la mer, la pression atmosphérique est de 101,32 kPa ou 1013,2 mb (1 kPa valant 10 mb). Pour mesurer la pression, on utilise on baromètre.

En météorologie, les mesures de pression sont toujours ramenées au niveau de la mer pour pouvoir comparer les mesures entre les différentes stations météorologiques. Pour avoir une une idée générale de la pression atmosphérique, les météorologues utilisent des cartes sur lesquelles sont tracées des isobares, c'est-à-dire des lignes reliant entre eux les points de pression identiques.

L'air est constitué d'un ensemble de particules soumises à diverses forces. Ces forces variables sont présentes à tous les niveaux de l'atmosphère. Ce sont elles qui induisent le vent.

Force du gradient de pression

Le gradient de pression est la différence de pression existant entre deux points divisée par la distance qui les séparent. Donc, (P1-P2)/distance.

C'est donc la différence de pression entre deux points qui crée une force nommée force du gradient de pression. Plus le vent est fort, plus la force du gradient de pression est élevée (donc, ou bien la différence P1-P2 est grande ou bien la distance est faible). Sur une carte avec isobares, plus ces derniers sont rapprochés et plus la force du gradient de pression sera forte et plus le vent sera fort. La direction de la force du gradient de pression va de la haute pression vers la basse pression. Toutefois, noter que plus on s'élève dans les latitudes, plus la force de coriolis diminue et plus la force du gradient de pression sera faible et plus le vent sera faible aussi.

Force de Coriolis

La rotation de la Terre exerce une force constante qui fait légèrement dévier l'air vers la droite dans l'hémisphère Nord. On l'appelle force de Coriolis.

Elle est cependant annulée dès que, opposée à cette dernière, elle lui devient égale.

On en déduit donc que le vent, en présence de la force de Coriolis et du gradient, souffle parallèlement aux isobares autour d'un centre de basse pression, donc de façon lévogyre, tandis qu'il sera dextrogyre autour d'un centre de haute pression.

Force centripète

La force centripète se manifeste lorsque la trajectoire de l'air s'incurve. Elle agit alors perpendiculairement, en direction du centre de rotation.

Comme la force centripète s'ajoute au gradient, le vent souffle un peu plus fort autour des centres de haute pression.

Cette force est toutefois moins importante que les forces de Coriolis et du gradient.

Force de frottement

En pratique, la terre n'est pas lisse. Elle possède un relief et sa surface est courbe ce qui a pour effet d'offrir une résistance au déplacement de l'air créant ainsi la force de friction dont l'impact réduit l'influence de la force de Coriolis.

Comme la force du gradient demeure la même, l'air est généralement dévié vers les basses pressions.

L'importance de la déviation dépend de fait de la nature de la surface. Ainsi, dans les endroits où les accidents topographiques sont marqués, la déviation est supérieure.

Au-dessus d'un sol normalement accidenté, la déviation du vent est d'environ 30°, alors que sur les plans d'eau, elle n'est que de 15°.

À partir de 1000 m, au-dessus du sol cet effet s'estompe et les vents circulent parallèlement aux isobares.

Cette nouvelle force a pour effet de réduire la vitesse du vent et par le fait même la force de coriolis. L'équilibre géostrophique n'est plus possible. Le nouvel équilibre est tel que la vitesse du vent est inférieure à la vitesse du vent géostrophique et le vent souffle à travers des isobares.

C'est la pression qui régit les vents, comme le démontrent les cartes du temps. En surface et au niveau moyen de la mer, les vents sont parfois fort différents qu'en altitude.Il est donc possible qu'on ait en surface un vent léger et variable, et à 6000 m, un vent de 150 kn, 160 km/h ou plus.

Mouvement de l'air entre les hautes et basses pressions

Rafales et grains

Les rafales sont des écarts passagers de la vitesse, de la direction du vent et de ses composantes principales qui sont causées soit par l'instabilité de l'air, soit par les obstacles topographiques ou artificiels, tels les hautes constructions.
Si le vent est suffisamment fort et si l'instabilité persiste, elles peuvent parfois sévir durant plusieurs heures.

Quant aux grains, caractérisés par des variations très importantes de la vitesse du vent, ils sont généralement accompagnés d'une averse ou d'un orage.
Le grain débute rapidement, ne dure que quelques minutes et s'estompe tout aussi rapidement. Il résulte souvent du passage d'un front froid.

Derrière le front, lorsque c'est le cas, il peut y avoir de fortes rafales.
Le grain peut aussi être causé par une ligne d'orages. S'il y a orages consécutifs, il est possible des grains se succèdent à intervalles assez longs.

Même si vitesse et direction du vent sont déterminées en grande partie par le gradient, le moment de la journée exerce aussi une influence.
Durant le cycle diurne, l'air réchauffé par le sol s'élève au fur et à mesure que le réchauffement augmente.
Comme cette masse d'air se déplace à une vitesse inférieure à celle de l'air en altitude, le mélange des masses par brassage ralentit les vents des niveaux supérieurs.
Elle est remplacée au sol par l'air plus froid des hautes couches ; ce qui a pour effet de causer des rafales.
La nuit, le refroidissement de la surface freine considérablement le rythme de ces échanges verticaux, affaiblissant vent et rafales près du sol et renforçant les vents en altitude.
Même si le gradient est quand même assez important pour maintenir durant la nuit des vents de vitesse moyenne, il arrive que les rafales disparaissent.

En plus des variations thermiques diurnes et nocturnes qui influent sur les vents, d'autres phénomènes sont directement associés à l'instabilité de l'air causée par l'alternance du réchauffement et du refroidissement :

Brise de mer

Durant le jour, par temps ensoleillé, la température de l'air au-dessus du sol devient vite supérieure à la température de l'air marin.
À cause de la différence de densité l'air marin chasse l'air chaud de la côte, souvent avec force ; ce qui donne la brise de mer.

Brise de terre

La nuit, la perte de chaleur par rayonnement donne plus de densité à l'air côtier, chassant à son tour un air marin encore chaud. Ce vent s'appelle " brise de terre ".
L'intensité de ces brises dépend donc de leur contraste thermique, de l'instabilité de l'air le plus chaud, du vent en altitude, de la force friction, de la forme du rivage et de l'étendue du plan d'eau.

Ces phénomènes très locaux ne se produisent que lorsque les vents dominants sont faibles.
Les brises de terre sont généralement beaucoup moins fortes que les brises de mer, dû au fait que la température des masses d'air varie plus lentement que le jour; ce qui crée une certaine stabilité.
Le vent d'une brise de mer peut atteindre 50 km/h, et ses effets sont parfois ressentis jusqu'à 25 kilomètres à l'intérieur des terres.

Vent anabatique

Le vent anabatique se manifeste lorsque les pentes d'une vallée exposées au soleil se réchauffent plus rapidement que la vallée proprement dite.
Ce réchauffement déclenche le mouvement ascendant de l'air; ce qui amène l'air froid de la vallée à gravir les pentes et à créer ainsi une circulation propre à cette vallée.

Vent catabatique

Le vent catabatique se produit la nuit. Il est provoqué par l'air froid qui dévale les pentes de ces vallées qui sont encore sous l'effet du réchauffement diurne.
Les vents catabatiques sont généralement plus forts que les anabatiques, surtout en montagne, lorsque les flancs sont glacés.

Obstacles du vent

En surface, le vent est soumis à plusieurs obstacles. Ces obstacles créent des rafales dont la force dépend de la direction et de la vélocité du vent, de même que de la nature de la topographie.

Les obstacles qui modifient le comportement du vent sont nombreux; ils sont à l'origine de plusieurs effets :

Effet de barriere

Une falaise, une montagne ou une chaîne de montagnes forment un mur que le vent heurte et doit contourner plus ou moins brusquement suivant sa force et sa direction.

Dans le cas où le vent souffle presque perpendiculairement à une chaîne de montagnes, il arrive que le phénomène, si l'air est assez humide, crée en altitude des nuages de type lenticulaire du côté du versant sous le vent.

La présence de tels nuages indique que la région est parsemée de zones de fortes turbulences, et qu'elle est donc dangereuse.

Effet de vallée

Toute vallée assez prononcée canalise le vent.

Selon son orientation, il est possible que le vent ainsi canalisé soit de direction fort différente de celui circulant librement en altitude, vent qu'on appelle " dominant ".

Effet d'entonnoir

Lorsqu'il y a resserrement de côtes escarpées, de falaises, de collines ou de montages, il y a effet d'entonnoir.

Comme la force du vent est alors trop grande pour qu'il en résulte un changement de débit, le goulot naturel en provoque une accélération telle qu'il arrive que sa vitesse double.

Cisaillement

Le long du point de jonction de masses d'air de vitesse ou de direction différente, il se crée une sorte de déchirure de l'atmosphère, qui résulte en un mouvement vertical du vent : le cisaillement.

Selon la direction des masses, il résulte une divergence ou une convergence ; la divergence horizontale en altitude engendre un mouvement ascendant dans les niveaux inférieurs, alors que la convergence en altitude crée de la subsidence dans les niveaux inférieurs.
Le cisaillement peut être causé par un obstacle au sol ou simplement par une saute de vent en altitude.

La circulation générale du vent

Toutes les données météorologiques confirment que la circulation de l'air autour du globe est très variable, mais aussi que certaines de ses variations sont tout à fait prévisibles ; vu son extrême sensibilité à ce qui constitue la nature même de la surface terrestre.
Pour en illustrer le profil général au rythme des jours et des saisons, on a choisi d'en référer à la répartition moyenne de la pression.

Dans la partie septentrionale de l'hémisphère Nord, cette circulation suit, d'Ouest en Est, la sinuosité créée par le côtoiement de l'air arctique et continental.

Au niveau de la mer

Par répartition moyenne de la pression, la troposphère est segmentée par systèmes clés et courants maîtres :

• centre anticyclonique au pôle
• dépression subpolaire à 60 N
• anticyclone subtropical à 30 N
• convergence intertropicale près de l'équateur.

À cette répartition correspond une circulation générale en surface, ainsi caractérisée :

• vents d'Est polaires, du pôle au 60 N, ou courant polaire d'Est
• vents d'Ouest de 60 N à 30 N, ou courant tempéré d'Ouest
• vents de secteur Est, entre 30 N et l'équateur, dits alizés; ils soufflent Nord-Est dans l'hémisphère Nord ,et Sud-Est au sud de l'équateur;

Les secteurs interzones, où le vent est faible, s'y détachent tout aussi clairement :

• près du pôle Nord
• calmes subtropicaux
• calmes Équatoriaux ou pot-au-noir, ainsi baptisé en raison des nuages épais et des pluies abondantes que connaît cette région.

En altitude

- le glacial centre anticyclonique polaire s'affaiblit en altitude pour devenir à 700 hPa une dépression qui s'intensifie graduellement;

- chaud, l'anticyclone subtropical fait de même;

- il en résulte, autour de la dépression polaire en altitude, une circulation cyclonique zonale de l'Ouest.

Près de l'équateur, au sud de l'anticyclone subtropical, cette circulation se transforme en courant d'Est.
Quant au courant tempéré d'Ouest, il s'intensifie lui aussi jusqu'à la tropopause, puis diminue dans la stratosphère.

Conclusion : dans les régions soumises à la circulation d'Ouest, c'est au niveau de la tropopause que les vents d'Ouest atteignent leur vitesse maximale.

Régime tropical

On appelle régime tropical ces cellules de Hadley qui existent entre 30 °N et 30 °S. Au niveau de la mer, ce régime comprend les alizés et les calmes équatoriaux.

• Au niveau de la mer, les alizés se dirigent vers la zone très instable de convergence intertropicale dans leur trajet vers l'équateur, ils absorbent chaleur et humidité.
• Sous l'effet combiné de cette convergence et des nombreux courants convectifs de cette région, l'air humide et instable de la zone intertropicale est projeté vers le haut.

Il en découle la formation d'importants cumulonimbus, dont les sommets dépassent parfois la tropopause et atteignent les 70 000 pieds, 18 km. Comme ces sommets perdent de la chaleur par rayonnement, il s'ensuit un maintien de l'instabilité et, par conséquent, de la convection.

De surcroît, la chaleur latente libérée au moment de la condensation participe directement à l'augmentation de la poussée ascendante.

Dans la haute troposphère, l'air se dirige vers les pôles et prend une direction prédominante d'Est, bien que faible, infléchie par l'anticyclone subtropical. Ce faible courant d'Est, en haute troposphère, se refroidit par rayonnement et descend graduellement.

Lors de sa descente, il se réchauffe au taux adiabatique de l'air sec et bénéficie de la chaleur latente libérée au cours de sa précédente ascension dans la zone de convergence intertropicale.
Ce phénomène tend à uniformiser la température entre 25° N et 25° S, mais crée en permanence une puissante inversion.
Cette inversion d'air chaud descendant, et presque sans nuages, contraste énormément avec la couche inférieure, où l'apport des alizés humides et instables fait naître des nuages à développement vertical.

• Cet air arrive au sol vers 30° N et 30° S, où il se scinde pour d'une part retourner vers l'équateur et l'anticyclone subtropical, et se diriger d'autre part vers les pôles.

Zone de convergence intertropicale

Les nuages associés à la zone de convergence intertropicale sont de type convectif. Ces nuages sont nombreux, mais ils ne forment pas une ceinture continue autour du globe.
Même si le type de temps de cette zone ressemble au type frontal, il ne faut pas la tenir pour un immense front.

Les masses d'air qui y convergent sont thermiquement homogènes, mais elles ne forment pas une entité véritablement monolithique.
La zone de convergence intertropicale se situe, en moyenne, à 10 ° de l'équateur, et, plutôt nomade, elle oscille vers le Nord en été, et vers le Sud en hiver.
Cette oscillation est plus grande sur les continents, où les écarts de température sont plus importants qu'au-dessus des océans.

On remarque donc que, dans le secteur asiatique, cette dépression thermique qu'est la mousson d'été soulève l'air chaud et humide du continent, et fait disparaître la zone de convergence.
Par contre, la mousson d'hiver, qui est un anticyclone continental, expulse un air froid et sec et repousse la zone de convergence vers l'hémisphère Sud.

Echanges de chaleur das le régime tropical

La circulation tropicale est maintenue par de nombreux processus d'échanges de chaleur :

• absorption de chaleur sensible et de chaleur latente par les alizés
• libération de chaleur latente par le courant ascendant de la zone de convergence intertropicale
• refroidissement par rayonnement des couches supérieures
• au-dessus de la zone de convergence, divergence en haute troposphère, qui résulte en la descente en régions subtropicales d'un air réchauffé au taux adiabatique sec
• injection de chaleur dans les systèmes tourbillonnaires des latitudes tempérées.

De ces échanges de chaleur résulte une masse d'air tropical thermiquement homogène.
Pour qu'une telle circulation puisse se maintenir, l'effet de rotation de la Terre, c'est-à-dire la force déviante de Coriolis, doit être faible.
Ceci est une autre caractéristique de la cellule d'Hadley. Nulle à l'équateur, cette force demeure assez faible jusqu'à 30 °N et 30 °S.

Régimes extratropicaux

Par contraste avec le régime tropical, les régimes extra-tropicaux sont le siège de forts gradients horizontaux de température, et d'importants effets de Coriolis.
En plus, comme ces régions sont en général en déficit de chaleur, elles en obtiennent aux dépens des régions tropicales.
Sous les latitudes moyennes, le courant qui provient de l'anticyclone subtropical et qui se dirige vers les pôles est dévié au niveau de la mer pour devenir, dans l'hémisphère Nord, sous l'influence de la force de Coriolis, un courant d'Ouest.
Celui-ci, en rencontrant le courant d'air froid venant du pôle Nord, dévie et se transforme cette fois en un courant d'Est.
Or, c'est la rencontre de ces deux courants, en zone dépressionnaire subpolaire, qui forme le front polaire. Dans ce secteur, la circulation ondulatoire en altitude prend, en surface, la forme de dépressions et d'anticyclones.

Continents et océans

La variation annuelle de la température est plus faible sur les océans que sur les continents, parce que la perte ou le gain par rayonnement y est plus faible ; augmentant avec la latitude, elle est beaucoup plus marquée aux pôles qu'à l'équateur.

L'été, les continents se réchauffent beaucoup plus rapidement que les océans. Par conséquent, dès qu'une dépression thermique se forme sur le continent, elle fait accroître les pressions au-dessus de l'océan.

L'inverse se produit en hiver.
En raison de l'importance de la masse thermique que représente l'eau des océans, exception faite des régions polaires, l'écart de température entre eux et les continents est beaucoup plus grand en hiver qu'en été.
Sur le continent, la dépression a tendance à se déplacer vers le Sud, où le réchauffement est plus intense, alors que l'anticyclone subit le phénomène inverse.

Influence des chaines de montagnes

Les chaînes importantes modifient substantiellement l'influence des continents et des océans. Ainsi, les Rocheuses empêchent-elles les échanges de chaleur entre le Pacifique et l'est du continent.Ce mur naturel provoque à l'est des Rocheuses la formation d'anticyclones en hiver et de dépressions en été.

 Introduction

Origine orographique

 

 

Origine frontale

 

Origine convective

 

 

 

 

 

 

La force de coriolis

Quelques effets de la force de Coriolis

Explication de la force de coriolis

Description du phénomène :

 

Action de la force de Coriolis

La force de Coriolis influence-t-elle beaucoup le climat ?

 Cellules de Hadley (cellules convectives)

 Principe de base

Cette description du mouvement général de l'air en atmosphère est très simpliste. Ce mouvement de va et vient entre l'équateur et le pôle forme une immense cellule que l'on appelle convective. La figure suivante illustre le modèle simpliste. 

 

Le modèle réel des cellulles convectives

 

Maintenant que nous avons une idée des mouvements généraux de l'air dans l'atmosphère, ajoutons la rotation de la terre.

 

 

 Le temps qu'il fait tous les jours est du aux différences de température qui règnent dans l'atmosphère : la répartition de l'énergie dans l'atmosphère est inégale. Les phénomènes et facteurs qui interviennent dans l'influence de la température sont nombreux et complexes. Toutefois, nous pouvons les regrouper dans deux classes: facteurs astronomiques d'une part et physico-géographiques d'autre part.

Les facteurs astronomiques.

Le soleil est la principale source d'énergie pour l'atmosphère terrestre. La terre fait le tour du soleil en 365 jours et un quart en décrivant une orbite quasi circulaire et fait un tour sur elle-même en 24 heures selon un axe incliné à 23,5°. Ces caractéristiques astronomiques de notre planète font en sorte que nous avons les saisons.



Pendant le solstice d'hiver, le 21 décembre, la position de la terre est telle qu'un observateur dans l'hémisphère nord reçoit moins d'énergie solaire que durant l'été. Cela est dû au fait que les rayons du soleil parviennent à l'observateur de manière oblique en parcourant une plus grande distance dans l'atmosphère que durant l'été.

Plus les rayons parcourent une grande distance dans l'atmosphère et plus l'énergie de ces rayons diminue.



Le soleil étant plus bas dans le ciel en hiver, ceci a pour conséquence de diminuer le nombre d'heures d'ensoleillement. L'atmosphère se trouve privée d'énergie plus longtemps! Lors du solstice d'hiver, plus on se rapproche du pôle Nord (vers les latitudes élevées) et plus la différence entre la nuit et le jour va en grandissant. Le 21 décembre de chaque année le soleil ne se lève même pas de la journée car la position de la terre rend le soleil trop bas par rapport à l'horizon. Par conséquent, l'atmosphère ne recevant pas d'énergie, elle ne peut se réchauffer.

L'été, la situation est inversée. À l'équateur, les rayons du soleil arrivent presque perpendiculairement au sol, les journées sont plus longues et au pôle Nord, le 21 juin, le soleil ne se couche jamais! Toutes les conditions sont réunies pour réchauffer l'atmosphère.

On voit que pour une date donnée, la latitude où se trouve un observateur joue un rôle quant à la quantité d'énergie reçue du soleil (c'est pourquoi au pôle Nord, il fait toujours plus froid qu'à l'équateur) de même que la position de la terre par rapport au soleil. Dans le cas de la latitude, globalement, le bilan du rayonnement est positif à partir de la latitude 0 jusqu'à 38. À partir de la 38ième latitude, le bilan présente un déficit: il y a plus de perte que de gain en énergie dans l'atmosphère.

Enfin, disons toutefois que la la latitude est importante mais la position de la terre est un facteur prédominant par rapport à la quantité d'énergie que reçoit la terre.

Facteurs physico-géographiques

L'énergie envoyé par le soleil vers la terre ne parvient pas entièrement au sol.



Le dessin montre que les nuages réfléchissent 26-28% des rayons du soleil, que l'atmosphère absorbe à elle seule un autre 16% (dans les endroits où il n'y a pas de nuage), 7% des radiations sont réfléchies par l'atmosphère même sans nuage pour un total d'environ 50% qui est perdu, le reste va directement au sol. Ce dernier réfléchi dans l'atmosphère environ 3 à 5% de ce qu'il reçoit.

Pour une quantité donnée d'énergie reçue au sol (près de 50% du rayonnement total du soleil), la couleur et la texture de ce dernier de même que la différence intrinsèque des océans versus les continents influencent la température à la surface de la terre. Il s'agit des facteurs physiques et géographiques qui influencent la température du sol.

Les océans prennent beaucoup plus de temps à se réchauffer et à se refroidir que les continents. Au milieu de l'été, les océans atteignent leur température maximale. Alors que l'hiver approche et le sol se refroidit, les océans commencent eux aussi à refroidir mais moins rapidement que le sol.



D'autre part, une surface couverte de neige ne se réchauffe pas autant qu'une surface couverte de végétation, la neige réfléchissant une bonne partie de l'énergie solaire. il s'agit d'une autre facteur physique qui influence la température de l'atmosphère. L'altitude, est aussi un facteur qui influence la température. Enfin, le versant nord d'une montagne sera plus froid que le versant sud, ce dernier étant exposé complètement aux rayons du soleil.