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. 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 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[...]
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Écrit par
- Bernard GOSSET : Département de la coopération technique à l'Office mondial de la météorologie, Genève, ingénieur général de la météorologie
Classification
Médias
Diagramme adiabatique
Encyclopædia Universalis France
Refroidissement d'une particule d'air ascendante
Encyclopædia Universalis France
La circulation atmosphérique équatoriale
2001 EUMETSAT
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