Physique de l'atmosphère

1.1Une mince pellicule chauffée par le bas#

Si la Terre était une orange, toute la météo qui nous concerne tiendrait dans l'épaisseur de la peau. Cette couche s'appelle la troposphère. Elle s'étend du sol jusqu'à la tropopause, vers 11 km sous nos latitudes — plus haut à l'équateur (16 à 17 km), plus bas aux pôles (environ 8 km), un peu plus bas l'hiver que l'été. C'est la couche où la température baisse avec l'altitude, où l'eau change d'état, donc la couche des nuages, du vent et de la convection.

Au-dessus, la stratosphère est stable et sèche : la température n'y baisse plus, elle remonte même plus haut. Aucun thermique ne peut y pénétrer durablement. C'est contre ce plafond que s'écrasent les sommets des cumulonimbus, qui s'étalent alors en enclume (fig. 1.1).

Pourquoi il fait plus froid en haut

Une idée fausse et tenace veut qu'il fasse froid en altitude parce qu'on s'éloigne du soleil. En réalité, le rayonnement solaire traverse l'air presque sans le chauffer : c'est le sol qui absorbe l'énergie et qui la rend à l'air, par contact et par rayonnement infrarouge. L'atmosphère est chauffée par le bas, comme une casserole sur le feu. Deux conséquences fondent tout ce livre.

D'abord, la température décroît en moyenne avec l'altitude. Le gradient vertical moyen vaut 0,65 °C / 100 m, soit 6,5 °C par kilomètre. Mais ce n'est qu'une moyenne statistique : le profil réel du jour, la courbe d'état (§ 1.6), s'en écarte constamment, et c'est précisément cet écart qui fait ou défait une journée de vol.

Ensuite, la convection part toujours du sol. Le sol chauffe l'air à son contact, cet air devient moins dense que ses voisins et il monte : c'est le thermique. La météo du vol libre est la science de ce qui arrive ensuite à cette bulle d'air.

1.2La pression : le poids de l'air#

La pression en un point, c'est le poids de toute la colonne d'air qui se trouve au-dessus. Au niveau de la mer, cette colonne pèse environ 10 tonnes par mètre carré, ce qui donne la valeur normalisée de 1013,25 hPa. Quand on monte, il reste moins d'air au-dessus de soi : la pression diminue.

Elle ne diminue pas régulièrement. L'air est compressible : les couches du bas, écrasées par le poids de celles du haut, sont plus denses. Imaginez une pile de couettes : celles du bas sont tassées, celles du haut gonflées. Découpez l'atmosphère en six couches de même poids : la première fait 1 500 m d'épaisseur, la cinquième près de 5 km (fig. 1.2).

Près du sol, on perd environ 1 hPa tous les 8 m ; vers 2 000 m, plutôt 1 hPa tous les 10 m. La pression est divisée par deux vers 5 500 m. C'est pourquoi les météorologues décrivent l'altitude par des niveaux de pression, que vous retrouverez sur toutes les cartes et tous les sondages :

Ces altitudes varient de quelques dizaines à quelques centaines de mètres selon la température de l'air : une colonne chaude est plus épaisse qu'une colonne froide. C'est même une information précieuse, exploitée au chapitre 5.

L'altimètre est un baromètre

Votre altimètre de montre, de GPS ou de sellette ne mesure pas l'altitude : il mesure la pression et la convertit en altitude selon l'atmosphère standard. Si la pression baisse de 5 hPa pendant la nuit parce qu'une dépression approche, l'altimètre « monte » d'une cinquantaine de mètres sans que vous ayez bougé.

1.3L'humidité et le point de rosée#

L'air contient toujours de la vapeur d'eau, un gaz invisible. La quantité maximale qu'il peut en porter dépend presque uniquement de sa température, et de façon très non linéaire. Un kilogramme d'air à 30 °C peut contenir environ 27 g de vapeur ; à 10 °C, seulement 7,6 g ; à −10 °C, à peine 1,8 g. Tous les 10 °C environ, la capacité double (fig. 1.3).

Retenez l'image : refroidir de l'air humide, c'est le pousser inexorablement vers la saturation. Le brouillard du matin, la rosée sur la tente, le cumulus de midi et la buée sur vos lunettes sont le même phénomène.

Trois grandeurs décrivent l'humidité, et il faut les distinguer rigoureusement :

C'est pour cela que les météorologues raisonnent en Td, et non en HR : dire « HR = 60 % » ne dit rien tant qu'on ne connaît pas la température ; dire « Td = 14 °C » fixe la quantité d'eau une fois pour toutes. L'écart T − Td, appelé déficit de saturation, est la grandeur opérationnelle : il mesure de combien il faut refroidir l'air pour fabriquer un nuage.

L'humidité relative fait le yoyo

Au fil d'une belle journée, l'air de la vallée ne gagne ni ne perd beaucoup d'eau : Td bouge à peine. La température, elle, monte de 10 à 15 °C entre l'aube et le milieu de l'après-midi. Résultat : l'humidité relative chute de près de 100 % au petit matin à 40 % ou moins vers 15 h, puis remonte le soir (fig. 1.4).

1.4La bulle et la pompe à vélo#

Pour raisonner, on suit une particule (ou parcelle) d'air : une bulle imaginaire qui monte sans se mélanger à l'air environnant et sans échanger de chaleur avec lui. C'est une idéalisation — on verra ses limites — mais elle est d'une puissance de prévision remarquable.

Quand la bulle monte, la pression autour d'elle diminue : elle se détend, comme l'air qui s'échappe d'une valve. En se détendant, elle repousse l'air qui l'entoure, et ce travail puise dans sa propre énergie : elle se refroidit. Inversement, l'air comprimé dans une pompe à vélo chauffe. Cette transformation sans échange de chaleur s'appelle adiabatique. Le refroidissement ne doit rien au contact avec de l'air plus froid : il est purement mécanique, et son rythme est une constante physique (fig. 1.5).

Un dernier détail a son importance. Le point de rosée de la bulle baisse lui aussi un peu en montant, d'environ 0,2 °C / 100 m, parce que la détente dilue sa vapeur. Sa température et son point de rosée se rapprochent donc de 1,0 − 0,2 = 0,8 °C tous les 100 m. Retenez ce chiffre : il donne, dans un instant, l'altitude des nuages.

1.5La base des cumulus#

Une bulle partie du sol avec un écart T − Td de 11 °C rattrape son point de rosée après 11 / 0,8 ≈ 14 tranches de 100 m, soit environ 1 350 m plus haut. À cette altitude, elle sature : c'est le niveau de condensation, la base plate du cumulus. Toutes les bulles d'un même endroit ont à peu près le même départ : elles condensent toutes à la même hauteur, d'où cette base horizontale si caractéristique (fig. 1.6).

Trois précautions d'emploi. La formule donne une hauteur au-dessus de la station : ajoutez son altitude. Elle vaut pour des valeurs mesurées sous abri, quand le soleil a déjà chauffé : un écart pris à 7 h sous-estime largement la base de l'après-midi. Enfin, elle suppose que l'air est bien brassé du sol à la base, ce qui est le cas dès que les thermiques fonctionnent.

1.6Stable ou instable : la course des deux refroidissements#

Les adiabatiques décrivent ce que ferait une bulle qu'on soulève. Reste à savoir ce qu'elle rencontre en chemin : le profil réel de température de l'atmosphère ce jour-là, mesuré par radiosondage ou calculé par les modèles. C'est la courbe d'état. Elle n'obéit à aucun rail : elle est le résultat de toute l'histoire de la masse d'air — réchauffement du sol, refroidissement nocturne, air qui descend sous un anticyclone, air chaud ou froid apporté par le vent…

Le verdict tient dans une comparaison de pentes. Soulevez mentalement une bulle de 100 m : elle perd 1 °C. Et l'air ambiant, 100 m plus haut, est-il plus froid ou moins froid qu'elle ? (fig. 1.7)

De l'écart de température à la vitesse verticale

Une bulle plus chaude que son environnement est plus légère : elle subit une poussée vers le haut proportionnelle à l'écart de température. Un écart de 1 °C donne une accélération d'environ 0,03 m/s² — trois centièmes de la pesanteur. C'est modeste, mais appliqué sur 1 000 m de montée, cela suffirait en théorie à atteindre 6 à 8 m/s.

Si les thermiques réels plafonnent plutôt entre 1 et 4 m/s, avec des pointes à 5 à 8 m/s dans les grandes journées alpines, c'est à cause de l'entraînement : le thermique aspire sur ses bords de l'air ambiant plus froid et plus sec, qui dilue son excès de chaleur, et il frotte contre l'air immobile. Plus un thermique est étroit, plus il est dilué. Un thermique large et bien alimenté est protégé en son cœur : il monte plus fort et plus haut.

1.7Les inversions : un couvercle sur la vallée#

Une inversion est une couche où la température augmente avec l'altitude. C'est la stabilité poussée à l'extrême : une bulle qui y entre devient aussitôt plus froide que son entourage et retombe. Trois mécanismes en fabriquent, avec des signatures différentes (fig. 1.8).

L'inversion de rayonnement naît au sol les nuits claires et calmes. Le sol rayonne sa chaleur vers l'espace, se refroidit, et refroidit l'air à son contact. L'air froid, lourd, s'écoule et s'accumule dans les fonds de vallée, sur quelques dizaines à quelques centaines de mètres d'épaisseur. Au petit matin, le fond de vallée peut être 5 à 10 °C plus froid qu'un versant situé 300 m plus haut. Le soleil l'érode par le bas en milieu de matinée : c'est elle qui retarde les premiers thermiques.

L'inversion de subsidence naît sous les anticyclones. L'air y descend lentement, sur des centaines de kilomètres ; en descendant, il se comprime et se réchauffe de 1 °C tous les 100 m (la pompe à vélo, dans l'autre sens), et il s'assèche. Il finit par se poser, chaud et sec, sur l'air plus frais des basses couches, souvent entre 1 000 et 3 000 m. C'est le couvercle des longues périodes de beau temps : ciel bleu, brume sèche sous l'inversion, plafond bridé qui change peu d'un jour à l'autre et peut même s'abaisser jour après jour quand l'anticyclone vieillit (§ 3.7).

L'inversion frontale naît quand de l'air chaud glisse au-dessus d'air plus froid, à l'avant d'un front chaud (chapitre 4). Elle est souvent humide : stratus, brume ou bruine dans la couche froide, nuages en nappe au-dessus.

1.8La méthode de la parcelle#

Tout ce qui précède se résume sur un seul graphique, l'émagramme, où l'on superpose la courbe d'état du jour et les rails adiabatiques. Sur le document réel, les températures sont tracées en oblique et l'altitude en pression ; pour comprendre, on peut le « redresser » en axes température / altitude sans rien perdre de la méthode (fig. 1.9). Le chapitre 2 vous apprendra à lire les vrais.

Deux grandeurs résument le diagramme. L'aire où la bulle est plus chaude que l'air ambiant mesure l'énergie disponible pour la convection : la CAPE, en joules par kilogramme. L'aire où elle est plus froide — typiquement dans l'inversion du matin — mesure l'énergie à fournir pour percer le couvercle : la CIN. Une forte CAPE sous une CIN qui tient jusqu'en milieu de journée, c'est le scénario de l'explosion orageuse de fin d'après-midi : tout l'après-midi, l'énergie s'accumule sous le couvercle, puis tout part d'un coup.

Enfin, la température de déclenchement est la température au sol à partir de laquelle l'adiabatique sèche issue du sol perce l'inversion nocturne. Comparez-la à la montée prévue de la température dans la matinée : vous obtenez l'heure des premiers thermiques utilisables. Et la marge entre la température maximale et la température de déclenchement dit si la journée sera généreuse ou poussive.

1.9Où s'arrête le thermique : plafond mou, plafond béton#

Une ascendance s'arrête quand la bulle cesse d'être plus chaude que l'air ambiant. Trois façons d'y arriver, aux signatures très différentes en vol (fig. 1.10).

Le plafond mou est celui des journées sans couvercle marqué : l'air ambiant refroidit de moins en moins vite avec l'altitude, l'excès de la bulle fond progressivement. En vol, le thermique s'élargit, faiblit, devient difficile à centrer ; on gagne encore quelques dizaines de mètres en s'appliquant, puis plus rien.

Le plafond béton est celui des inversions : l'excès disparaît en quelques dizaines de mètres. Le thermique monte bien jusqu'au bout, puis s'arrête net, souvent dans une zone hachée où la voile est secouée. Les cumulus, s'il y en a, s'étalent dessous.

Le sursis dans le nuage vient de la chaleur latente : au-dessus de la base, la bulle saturée ne perd plus que 0,5 à 0,6 °C par 100 m. Si l'air ambiant refroidit plus vite que cela, elle redevient de plus en plus chaude : le nuage monte, et parfois très haut. C'est l'instabilité conditionnelle du § 1.6, et c'est elle qui transforme un cumulus en congestus, puis en cumulonimbus.

Deux nuances pratiques. D'abord l'entraînement : le plafond de l'émagramme est celui de la bulle idéale ; les thermiques réels, dilués, plafonnent souvent un peu plus bas, et seuls les plus vigoureux touchent le plafond théorique. Ensuite, le plafond n'est pas fixe : il monte au fil de la journée, à mesure que la convection réchauffe la couche et grignote les inversions par le bas. Le plafond de 12 h n'est pas celui de 15 h.

1.10La chaleur latente, moteur caché#

L'eau est le grand transporteur de chaleur de l'atmosphère (fig. 1.11). Pour s'évaporer, elle emprunte de la chaleur à ce qui l'entoure : c'est pourquoi la sueur vous rafraîchit et pourquoi un sol humide chauffe moins qu'une pierraille sèche. Une fois dans l'air, la vapeur voyage, invisible, avec les thermiques. Quand elle condense, elle rend exactement la chaleur empruntée, environ 2 500 J par gramme d'eau.

Un ordre de grandeur rend l'effet concret : condenser 1 gramme d'eau dans un kilogramme d'air le réchauffe d'environ 2,5 °C. Une bulle d'air humide qui fabrique quelques grammes de gouttelettes en traversant son nuage reçoit ainsi plusieurs degrés de chauffage gratuit. Le nuage est une machine thermique qui se chauffe en fabriquant ses gouttelettes : c'est le carburant des cumulonimbus, et la raison pour laquelle un thermique reprend de la vigueur en entrant dans son nuage.

La machine fonctionne aussi à l'envers. Quand la pluie tombe dans un air sec, une partie s'évapore en route et refroidit l'air qu'elle traverse. Cet air refroidi, plus lourd, plonge vers le sol et s'étale en rafales. Plus l'air sous la base est sec, plus l'effet est violent : les orages à base haute, sur fond d'air sec, sont ceux des rafales les plus brutales.

1.11L'épaisseur qui précipite#

Tous les nuages contiennent de l'eau, mais très peu donnent de la pluie. Les gouttelettes d'un cumulus mesurent quelques centièmes de millimètre : elles flottent. Pour faire une goutte de pluie, il faut en réunir un million, et cela demande du temps et de l'épaisseur. Aux latitudes moyennes, le moyen le plus efficace passe par la glace : dans la partie du nuage plus froide que −10 °C environ, les cristaux de glace grossissent aux dépens des gouttelettes, puis tombent et fondent en traversant l'isotherme 0 °C (fig. 1.12).

D'où une règle de terrain, à manier comme un ordre de grandeur : un nuage convectif de moins de 1 500 à 2 000 m d'épaisseur ne précipite pratiquement jamais ; au-delà de 3 000 m, surtout si son sommet est plus froid que −10 °C, des averses deviennent probables ; un cumulonimbus de 8 à 10 km d'épaisseur, c'est l'orage. L'épaisseur se lit sur l'émagramme (sommet − base, § 1.8) et elle est fournie directement par la plupart des sites de prévision pour le vol libre.

La pluie stratiforme — celle des fronts, qui dure des heures sur des régions entières — obéit à la même physique, mais dans des nappes épaisses soulevées lentement sur des centaines de kilomètres : c'est l'affaire du chapitre 4.

Deux questions du randonneur, une réponse chiffrée

« Vais-je marcher dans le nuage ? » La base des nuages convectifs, c'est le niveau de condensation : base ≈ altitude de la vallée + 122 × (T − Td). Comparez ce chiffre à l'altitude de votre itinéraire, en gardant en tête que la base monte au fil de la matinée, que les versants au vent d'un flux humide accrochent des nuages plus bas que le calcul, et qu'un écart T − Td de moins de 4 °C dès le matin promet des sommets bouchés.

« Va-t-il pleuvoir ? » Pour la pluie convective, regardez l'épaisseur prévue des nuages et l'altitude de l'isotherme 0 °C. Des cumulus de 1 000 m sous un 0 °C à 4 000 m : rien. Des nuages de 3 000 m ou plus dont le sommet monte au-dessus du 0 °C : averses possibles l'après-midi. Si, en plus, la CAPE est forte et l'air humide en altitude, le risque d'orage est réel ; en montagne, il se décide tôt, et le chapitre 9 en détaille les signes.

1.12Exercices#

1.13Mémo et lexique#

Adiabatique

Transformation sans échange de chaleur avec l'extérieur. Une bulle qui monte se refroidit de façon adiabatique, par simple détente.

CAPE et CIN

Énergie disponible pour la convection (aire où la bulle est plus chaude que l'air ambiant) et énergie à fournir pour percer une couche stable (aire où elle est plus froide), en J/kg.

Chaleur latente

Chaleur absorbée par l'eau qui s'évapore et rendue quand la vapeur condense, environ 2 500 J par gramme.

Courbe d'état

Profil réel de la température en fonction de l'altitude, à un endroit et à une heure donnés.

Déficit de saturation

Écart T − Td : de combien il faut refroidir l'air pour qu'il sature.

Entraînement

Mélange d'air ambiant dans un thermique par ses bords ; il dilue l'excès de chaleur et freine l'ascendance.

Humidité relative

Rapport entre la vapeur présente et le maximum possible à la température de l'air, en pourcentage.

Inversion

Couche où la température augmente avec l'altitude ; couvercle pour la convection.

Niveau de condensation

Altitude où une bulle qui monte atteint la saturation ; base des cumulus. On rencontre aussi l'abréviation anglaise LCL.

Particule (ou parcelle)

Bulle d'air imaginaire qu'on suit en la supposant isolée de son environnement.

Point de rosée

Température à laquelle il faudrait refroidir l'air pour qu'il sature ; mesure la quantité de vapeur.

Rapport de mélange

Masse de vapeur d'eau par kilogramme d'air sec, en g/kg.

Subsidence

Lente descente d'air à grande échelle, typique des anticyclones ; l'air s'y réchauffe et s'assèche.

Troposphère, tropopause

Couche basse de l'atmosphère où la température baisse avec l'altitude et où se forment les nuages ; la tropopause en est le plafond, vers 11 km.

Fin du chapitre 1 · Le chapitre 2 met ces outils en pratique sur de vrais émagrammes.