5.1 Définitions
5.1.1 Variables brutes
où g0 est l'accélération de la pesanteur au niveau de la mer. On peut donc définir l'altitude géopotentielle ZP d'une parcelle d'air située à un niveau de pression P comme étant l'altitude à laquelle la pression atmosphérique est égale à P. Son unité est le « mètre géopotentiel » (mgp). Sous nos latitudes, on peut indiquer les valeurs moyennes des altitudes géopotentielles. Aux niveaux de pression 1000, 850 et 500 hPa, ces valeurs sont respectivement de l'ordre de 0 m, 1500 m et 5500 m. Notons également que, par abus de langage, on parle souvent de géopotentiel pour désigner l'altitude géopotentielle, terme que nous utiliserons dans ce manuscrit pour simplifier l'écriture.
Intérêt pratique
Le champ du géopotentiel Z d'une surface isobare donnée est couramment visualisé en prévision météorologique. Il permet notamment de situer ses anomalies, c'est-à-dire les différents centres d'action1, et par conséquent d'identifier les grandes lignes de la circulation atmosphérique. Le niveau de pression du géopotentiel le plus souvent analysé est le niveau 500 hPa (niveau standard). On considère également qu'à ce niveau de pression, les lignes d'égal géopotentiel, encore appelées isohypses, représentent assez bien la direction du vent réel, alors assimilé au vent géostrophique. L'analyse du champ de géopotentiel à 500 hPa (Z500) est généralement couplée à l'analyse d'un champ de pression ou de géopotentiel proche du sol, tel que le champ de pression au niveau de la mer. Cela permet d'associer les centres d'action en altitude à ceux proches de la surface.
5.1.1.2 Altitude géopotentielle au niveau de tourbillon potentiel 2PVU (Z-2PVU) Nous venons de définir l'altitude géopotentielle d'un niveau de pression. De manière générale, on peut associer l'altitude géopotentielle à une variable météorologique quelconque, à partir du moment où la valeur de cette variable est fixée. Ainsi on peut définir l'altitude géopotentielle d'une valeur du tourbillon potentiel (TP). Nous n'entrerons pas dans le calcul du tourbillon TP puisque cette variable fait intervenir de nombreuses notions de dynamique et de thermodynamique atmosphérique. Néanmoins, il est bon de savoir que ce paramètre représente, sous l'hypothèse adiabatique2, l'effet de la rotation de la Terre sur la circulation de l'air atmosphérique. L'unité du système international est le rad.m2.K.s−1.kg−1. Pour simplifier, on appelle PVU (Potential Vorticity Unit) cette unité.
Ainsi, à l'instar de la pression atmosphérique, si l'on définit une surface d'égal TP (par exemple 1,5 ou 2 PVU), on peut caractériser le champ de TP égal à 2 PVU par le géopotentiel de la surface 2 PVU (Z-2PVU). Sous nos latitudes, l'ordre de grandeur de la variable Z-2PVU est d'environ 10 000 m, soit le niveau moyen de la tropopause, limite entre les deux premières couches de l'atmosphère terrestre.
1 Un centre d'action désigne soit un anticyclone ou une dorsale anticyclonique, qui représente une zone de hautes altitudes géopotentielles (anomalie positive) ; soit une dépression ou un talweg, qui représente une zone de basses altitudes géopotentielles (anomalie négative).
2 Un processus est dit adiabatique lorsque l'on considère que les particules d'air n'échangent pas de chaleur avec leur environnement au cours de leur mouvement.
Intérêt pratique
Le champ du géopotentiel Z-2PVU permet notamment de localiser les zones d'anomalie négative, i.e. les zones de faibles valeurs de tourbillon TP. En d'autres termes, il permet de localiser les zones dans lesquelles la tropopause est plus basse que dans leur environnement.
L'abaissement du niveau de la tropopause est dû à l'intrusion d'air stratosphérique dans la partie haute de la troposphère. L'intérêt principal de cette variable réside dans l'identification d'une zone, située en aval d'une anomalie de tropopause, où la cyclogénèse et/ou la frontogénèse est susceptible de se produire en raison du forçage induit par la présence de l'anomalie. Ce forçage se traduit par des mouvements verticaux ascendants : par conséquent, un front pluvieux peut se former ou évoluer à l'avant d'une anomalie. Le géopotentiel Z-2PVU est principalement utilisé pour la prévision des précipitations convectives. Il n'est cependant ni nécessaire ni suffisant qu'une anomalie de tropopause marquée soit identifiée pour que des précipitations se produisent.
5.1.1.3 Humidité relative (RH)
L'air atmosphérique contient généralement de l'eau sous forme vapeur. La quantité de vapeur d'eau dans l'air peut être calculée de différentes façons. L'une des définitions les plus courantes est l'humidité relative (RH). Cette variable mesure le rapport entre le contenu en vapeur d'eau de l'air et la capacité maximale de l'air à en contenir dans des conditions de température et de pression donnée. Elle n'a donc pas d'unité, mais est généralement indiquée en %. La formule de la variable RH est donnée par l'équation 5.3 :
RH=100. e
esatT (5.3)
où e est la tension (ou pression) partielle de vapeur d'eau, esatT est la tension de vapeur saturante à la température T.
Intérêt pratique
La variable RH indique quel est le taux d'humidité de l'air. A un niveau de pression donné par exemple, elle nous renseigne notamment sur la possibilité de formation de nuages. Si l'humidité est de 100 %, alors on considère que l'air est saturé, et donc qu'il y a probablement présence de nuages. Cette variable est typiquement utilisée, parmi d'autres, pour anticiper la formation de brouillard. Ainsi, si l'air est saturé près du sol, la probabilité d'observer du brouillard est élevée. Dans le cas des précipitations, la variable RH doit être légèrement supérieure à 100 % pour que les gouttelettes d'eau nuageuse puissent grossir et ainsi précipiter. On considère alors que l'air est sur-saturé.
5.1.1.4 Vitesse verticale (W)
L'air est un fluide en mouvement dans l'espace tridimensionnel. Le mouvement de l'air a donc plusieurs composantes : le mouvement horizontal caractérisé par la vitesse et la direction du vent (VT) ; et le mouvement vertical, caractérisé par sa vitesse verticale (W). En moyenne, la vitesse verticale est négligeable devant la vitesse du vent. Néanmoins cette composante du mouvement joue un rôle fondamental dans la formation et l'évolution de certains phénomènes météorologiques. La vitesse verticale peut être déduite, à un instant donné, par le calcul du gradient de pression atmosphérique d'une particule d'air par unité de temps. Son unité est donc le Pa.s−1. Compte tenu de la diminution de pression avec l'altitude, la vitesse d'une particule d'air en mouvement ascendant (resp. subsident) est négative (resp.
positive).
Intérêt pratique
Comme nous l'avons mentionné en introduction à ce mémoire, les mouvements verticaux dans l'atmosphère sont à l'origine de la formation des nuages et donc des précipitations. Par conséquent, la variable W permet de localiser les zones d'instabilité, i.e. les zones d'ascendance, responsables de la formation des fronts. A l'inverse, une zone de vitesse verticale positive induit un état de stabilité de l'atmosphère. Par ailleurs, les zones d'ascendance et de subsidence sont couplées, indissociables. C'est pour cette raison que, fort heureusement, notre ciel est généralement alterné de nuages et de ciel clair. La variable W est notamment utilisée en météorologie pour la prévision des orages. C'est néanmoins une variable fortement dépendante du MNP utilisé en raison de sa forte relation avec d'autres paramètres sensibles aux schémas décrits dans le MNP.
5.1.1.5 Divergence horizontale (DIV)
Le mouvement horizontal d'une particule d'air est caractérisé par la vitesse VT et la direction (U,V) du vent horizontal. Le vecteur vent V est défini par ses composantes méridienne U et zonale V (équation 5.4).
V=U.uV. v (5.4)
La divergence DIV du vent horizontal en un point de l'espace est un réel qui caractérise la structure spatiale du champ de vent dans l'environnement de ce point. Elle est définie, dans un repère cartésien (x,y), par la relation mathématique :
DIV V=∂U
∂x∂V
∂y (5.5)
Son unité est le s−1. La valeur que peut prendre la variable DIV peut être négative (air convergent) ou positive (air divergent).
Intérêt pratique
En météorologie, un anticyclone est caractérisé en son centre par une divergence positive, tandis qu'une dépression est caractérisée en son centre par une divergence négative (convergence). Les éléments significatifs tels que les dorsales ou les talwegs sont caractérisés de la même façon. Ainsi un talweg de surface, au passage duquel une perturbation frontale est généralement observée, est associé à une zone de convergence de l'air (DIV négative).
Cette variable est également utilisée en prévision convective dans les basses couches comme dans les hautes couches de la troposphère. Un air convergent dans les basses couches peut favoriser, dans certaines conditions de température et d'humidité, la formation de nuages convectifs. Une zone de divergence positive située en amont d'un jet (zone de vent fort) d'altitude peut favoriser, dans certaines conditions, l'organisation de nuages convectifs.
Dans notre cas, cette variable a été choisie notamment en raison de son rôle dans la formation et l'évolution des perturbations frontales. C'est en effet une excellente signature de ces dernières.