MASSES D’AIR

MASSES D’AIR

Le terme de «masse d’air», fréquemment employé par les météorologistes, désigne une portion importante de l’atmosphère dont les dimensions horizontales peuvent atteindre plusieurs milliers de kilomètres et qui possède des caractéristiques physiques et une structure suffisamment homogènes, en particulier du point de vue thermique, pour pouvoir être identifiée et suivie pendant plusieurs jours, voire plusieurs semaines.

Cette définition de la masse d’air implique la nécessité d’effectuer des mesures précises et régulières, ce qui est réalisé par le réseau mondial des stations de radiosondage et, surtout, par l’ensemble des satellites météorologiques, géostationnaires ou à défilement, ces derniers – en orbites basses généralement quasi polaires et héliosynchrones – fournissant plusieurs fois par jour, entre autres données, les champs de température et d’humidité en fonction de l’altitude, sur toute la planète; il faut en outre que l’on puisse adopter un critère suffisamment représentatif et constant pour identifier chaque masse d’air et suivre son évolution.

Identification des masses d’air. Température potentielle

À un niveau donné, une particule d’air est caractérisée essentiellement par sa température et son humidité. On sait que la température de l’air décroît normalement avec l’altitude. Cependant, à proximité du sol (500 ou 1 000 premiers mètres), elle subit les effets du relief et présente une variation irrégulière qui peut même aller jusqu’à l’inversion de température, phénomène souvent observé dans les sondages matinaux: par suite du rayonnement nocturne, la température croît alors à partir du sol pendant quelques centaines de mètres.

Au-dessus de cette couche perturbée par le sol, la décroissance de température avec l’altitude est en moyenne de l’ordre de 0,65 ⁰C par 100 m; aux latitudes tempérées, cette décroissance se poursuit jusqu’à une altitude d’environ 11 000 m, altitude qui marque la limite entre la troposphère et la stratosphère. Cette limite appelée tropopause peut être observée à des altitudes diverses sur l’ensemble du globe, vers 7 km d’altitude aux pôles et vers 17 km à l’équateur.

La variation de la température avec l’altitude ne permet pas facilement de comparer des masses d’air en des lieux différents, ou encore de comparer en un lieu donné des masses d’air qui se superposent.

C’est pourquoi les météorologistes ont recours à la notion de température potentielle, en comparant les températures de particules d’air fictivement ramenées au même niveau ou à la même pression de référence. Pour des raisons de commodité, on a adopté la pression de référence 1 000 hectopascals, en précisant que les particules sont transportées adiabatiquement, c’est-à-dire sans échange de chaleur avec le milieu ambiant, de leur niveau initial à ce niveau de référence. Le taux de variation avec l’altitude est alors de l’ordre de 1 ⁰C par 100 m.

On appelle température potentielle d’une particule la température qu’aurait cette particule si on l’amenait, suivant un processus adiabatique, au niveau 1 000 hectopascals (fig. 1). L’intersection de l’adiabatique sèche AC avec l’isobare de cote 1 000 fournit la température potentielle de la particule A. Cette notion de température potentielle s’étend au cas des particules d’air saturé. Lorsqu’une particule d’air subit une transformation adiabatique ascendante, elle atteint, à un certain niveau p , son point de condensation C (fig. 2) à partir duquel, si le mouvement ascendant se poursuit, le point représentatif se déplace le long d’une adiabatique saturée CD. Il se produit alors une condensation de la vapeur d’eau en excédent qui cède à l’air environnant environ 2 500 joules par gramme d’eau condensée. L’abaissement de température avec l’altitude est alors beaucoup moins élevé, de l’ordre de 0,5 ⁰C par 100 m. Le point d’intersection de l’adiabatique saturée avec l’isobare 1 000 hectopascals donne la valeur de la température pseudo-potentielle de la particule. Dans le cas de la figure 2, cette valeur est de 10 ⁰C alors que la température potentielle est de 20 ⁰C.

La température pseudo-potentielle demeure invariable quelles que soient les transformations adiabatiques sèches ou saturées auxquelles est soumise une particule considérée. Elle constitue donc une caractéristique importante des particules d’air et a été retenue comme paramètre permettant d’identifier les masses d’air d’origines diverses rencontrées dans l’atmosphère.

Par ailleurs ^{[cf. THERMODYNAMIQUE DE L'ATMOSPHÈRE]}, la courbe d’état résultant d’un sondage en altitude effectué en un lieu donné permet d’évaluer le degré de stabilité (ou d’instabilité) de la ou des masses d’air identifiées en ce lieu et d’en déduire les caractéristiques des nuages susceptibles de s’y développer.

Formation et évolution des masses d’air

On distingue a priori deux principaux types de masse d’air: l’air polaire refroidi au voisinage des pôles par un processus de rayonnement et l’air réchauffé entre les tropiques par un processus de convection.

Ces deux types d’air mis en mouvement par suite du champ de pression évoluent au cours de leur migration, d’une part en raison de l’influence de la surface sous-jacente, d’autre part du fait du mélange progressif qui se produit au sein des tourbillons engendrés notamment le long du front polaire et que l’on dénomme plus couramment dépression extratropicale ^{[cf. DÉPRESSIONS ET CYCLONES]}; ce processus de mélange est à l’origine des transferts de chaleur entre régions polaires et régions équatoriales, transferts sans lesquels les températures extrêmes enregistrées seraient beaucoup plus basses aux pôles et beaucoup plus élevées à l’équateur.

Formation de l’air polaire et de l’air tropical

L’absence de rayonnement solaire pendant la nuit polaire et le rayonnement propre du sol souvent couvert de neige ou de glace amènent dans les régions arctiques un refroidissement intense dans les basses couches de l’atmosphère, et il se forme sur ces régions une calotte d’air très froid qui, du fait de sa forte densité, tend à s’étaler horizontalement vers les régions tempérées. Simultanément, l’air plus chaud des régions tempérées se trouve soulevé et vient prendre la place de l’air froid en cours d’étalement (fig. 3).

Les grands anticyclones stationnaires qui se forment soit dans les régions polaires, soit pendant l’hiver boréal sur le continent asiatique sont évidemment des sources de masse d’air polaire froid et sec (fig. 4). La température pseudo-potentielle peut atteindre 漣 10 à 漣 15 ⁰C près du sol; elle croît avec l’altitude.

À l’inverse, les anticyclones stationnaires tropicaux qui ceinturent le globe de part et d’autre de l’équateur sont une source permanente d’air tropical chaud et humide du fait de la longue stagnation de cet air sur des surfaces océaniques et de son brassage vertical dû à son réchauffement par la base (température pseudopotentielle de l’ordre de 20 ⁰C).

Mouvement des masses d’air. Naissance des perturbations

La simple action de la pesanteur entraîne donc un mouvement de l’air froid vers l’équateur et un soulèvement de l’air plus chaud, dirigé vers les latitudes supérieures. Il faut noter, d’autre part, qu’une masse d’air parvenant sur une surface plus chaude que celle où elle évoluait précédemment devient instable, et inversement.

La rotation de la Terre fait intervenir un effet complémentaire dans la circulation des masses d’air. En effet, cette rotation donne naissance, pour tout mobile se déplaçant par rapport à la surface terrestre, à une force dite de Coriolis qui tend à le dévier de sa trajectoire initiale, vers la droite dans l’hémisphère Nord et vers la gauche dans l’hémisphère Sud. Les masses d’air froid se dirigeant vers le sud tendent donc à s’orienter vers l’ouest et les masses d’air plus chaud remontant vers les pôles tendent à s’orienter vers l’est.

Par suite d’une influence due au relief, ou à une poussée plus forte de l’air froid dévalant des régions polaires, la limite séparant l’air chaud et l’air froid se déforme et c’est alors que s’amorce un mouvement tourbillonnaire (fig. 5) qui conduit le plus souvent au développement d’une dépression associée à une ondulation du front polaire formée d’un front froid et d’un front chaud (cf. DÉPRESSIONS ET CYCLONES, FRONT [météorologie]).

Une partie de l’air froid pénètre dans les régions tempérées en se réchauffant sur les océans; elle devient par suite instable et se mélange à l’air tropical humide au sein de dépressions généralement mobiles et caractérisées par une forte nébulosité, des vents forts et des précipitations.

Une autre partie, poursuivant une trajectoire plus méridionale, contourne les anticyclones subtropicaux en continuant à se réchauffer et à s’humidifier. Après un parcours de plusieurs milliers de kilomètres d’ouest en est, ces masses d’air deviennent homogènes par suite de l’instabilité qui s’y développe, et il s’y forme des lignes d’orages ainsi que des dépressions tropicales pouvant évoluer en cyclones. Il faut noter toutefois que s’il se continentalise sous les tropiques, cet air, desséché par la base, est à l’origine des vents secs et chauds. Sur la face ouest des anticyclones tropicaux, une partie de l’air chaud et humide est repris dans le courant d’ouest et contribue à la formation des perturbations des régions tempérées, bouclant ainsi un cycle continu au cours duquel s’effectuent les importants transferts de chaleur et d’humidité qui entretiennent l’équilibre climatique de la Terre.

La figure 6 représente une invasion froide sur l’Atlantique Nord, et l’on remarque nettement la limite entre l’air polaire océanique en cours d’évolution et l’air chaud des basses latitudes. Les deux masses d’air se mélangent en donnant une forte nébulosité dans la dépression centrée au large de l’Irlande. À l’arrière du front froid nettement marqué on distingue une plage blanche de forme triangulaire qui indique l’arrivée d’une autre masse d’air froid moins évoluée que la précédente.

Encyclopédie Universelle. 2012.