LE CLIMAT MONTAGNARD

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1 PROJET METEO LE CLIMAT MONTAGNARD 1

2 Introduction et problématique Le climat montagnard, défini comme le climat des régions géographiques comprenant des montagnes, est connu pour être très particulier, à tous les plans. Mais si par hasard il fallait être obligé de s installer et de vivre en montagne, peut-on objectivement choisir la ville de montagne au monde dans laquelle il serait le plus agréable de vivre, compte-tenu des conditions météorologiques? Nous nous proposons d aider à répondre à cette question en expliquant quelques enjeux et phénomènes du climat montagnard. Il s agit notamment de caractériser le rayonnement solaire en montagne, spécial par bien des aspects. Ensuite, nous étudierons des phénomènes de basses couches : ondes orographiques et effet Foehn, brise de pente, brise de vallées et inversions thermiques, autant de manifestations du particularisme montagnard. 2

3 I. Ensoleillement et température en montagne : 1. Quelle serait ensoleillement? la meilleure position pour profiter du meilleur a) Où se placer dans le globe? L ensoleillement ne se répartit pas de façon uniforme dans le globe, en effet il y a certaines positions privilégiées pour nous qui cherchons la lumière et la chaleur. Une position dans la zone inter-tropicale permet de profiter de la verticalité des rayons du soleil et ainsi d avoir un ensoleillement plus uniforme sur les deux versants. Si l on se situe à des latitudes moyennes on verra apparaître d importants contrastes thermiques entres les versants en particulier si la chaîne montagneuse est orientée estouest. Influence de l'inclinaison terrestre sur le rayonnement solaire 3

4 b) Sur quel versant? Afin de profiter pleinement de l ensoleillement, on peut se demander de quel côté de la montagne il est préférable de se placer pour établir son habitation. Ceci est principalement nécessaire lorsque l on cherche a vivre sous des moyennes latitudes comme on l a vu dans le paragraphe précédent. Les versants faisant face aux pôles sont appelés ubacs et reçoivent les rayons du soleil de façon plus obliques que les versants opposés, les adrets. Les adrets sont des endroits privilégiés pour cultiver et y vivre car, recevant plus d énergie solaires, ils sont chauds et donc plus accueillants. Inversement, les ubacs sont délaissés et généralement abandonnés a la forêt. Un adret et un ubac La chaleur reçue par les versants varie en fonction de l angle d incidence des rayons du soleil. Selon le moment de la journée et les saisons, le rayonnement est plus ou moins fort. Le rapport d'énergie reçu entre l ubac et l adret varie de 1 à 10. Ces forts contrastes thermiques vont être néanmoins atténués par le brassage de l air. On peut donc conclure sur le fait que le lieu le plus agréable a vivre en montagne se situe dans la zone inter-tropicale, sur l adret avec une pente relativement faible afin de capter la majorité de l énergie solaire. Malgré une optimisation de la chaleur et de l ensoleillement en montagne, on ne peut nier que la température sera quand même plus faible que si l on reste au niveau de la mer. 4

5 2. La montagne, un lieu qui reste plus frais Lorsque l on décide de s établir en montagne il faut tenir compte du fait que les températures sont plus basses. Cette différence de températures est plus sensible sous les moyennes latitudes où l on observe un temps agréable en été mais froid en hiver avec par exemple, une moyenne de -5.8 C en janvier à 1037m d altitude dans les Alpes et de C à 3326m dans les Alpes Autrichiennes. Ces températures, très peu hospitalières pour notre habitation nous pousse a chercher une montagne sous les latitudes tropicales où l isotherme annuelle 0 C se trouve en moyenne vers 5000m. a) L effet de serre Le graphique ci-dessous nous montre que la température diminue en fonction de l altitude lorsque l on se situe dans la troposphère. Profil thermique au sein de l'atmosphère terrestre 5

6 A l échelle du climat, le système Terre-Atmosphère est en équilibre du point de vue radiatif. La quantité d energie est globalement égale à la quantité d energie renvoyée vers l espace. Globalement égale car les processus radiatifs sont plus complexes dans l infrarouge que pour le rayonnement solaire. En effet, les gaz de l atmosphère sont quasi-transparents au rayonnement solaire reçu mais opaque à l infrarouge. Ce phénomène est appelé l effet de serre. Le modèle visualisé dans le schéma ci-dessus nous montre un modèle très simplifié à une couche mais pour être plus réaliste il est nécessaire de représenter l atmosphère en une succession de couches ayant leur propre température. La première couche va transmettre une moitié du rayonnement infrarouge reçu et réfléchir l autre donc au dessus de cette couche le rayonnement sera plus faible et ainsi de suite. Ceci explique pourquoi la température diminue en fonction de l altitude. En appliquant l équilibre radiatif à chacune de ces couches on obtient le profil moyen de température observé. Or, ce profil n est pas encore parfait car le taux de décroissance vertical est supérieur à celui observé dans l atmosphère. Afin de se rapprocher au plus de la réalité, il faut également tenir compte des mouvements atmosphériques verticaux qui ramènent de la chaleur par convection et ainsi, diminuent ce taux. 6

7 Le graphique ci-contre nous donne une indication des effets de ces mouvements en comparant notre profil radiatif au profil de température correspondant à l atmosphère standard (To=288.15K, Po= Pa et rho=1.225kg.m-3). Le taux de décroissance de la température pour le profil correspondant à cette atmosphère est de -6.5 C par km. Cette baisse de température en fonction de l altitude dans la troposhpère est donc due à deux principaux mécanismes : le bilan radiatif et les mouvements verticaux convectifs. b) La neige Le manteau neigeux est un autre facteur de froid en haute altitude. De plus en plus importante aux altitudes élevées, la couche de neige va intensifier la reflexion des rayons du soleil. Le rayonnement transmis est plus faible donc les températures le sont également. Cette forte reflexion va participer a la formation d anticyclones thermiques qui vont entretenir un temps sec et froid. Sous les moyennes latitudes, l enneigement devient permanent entre 2000 et 4000m d altitude alors que dans les regions inter-tropicales il faut atteindre 5000m à l équateur et environ 6000m sous les tropiques qui ont un climat plus sec. 7

8 II. Un phénomène à grande échelle : le soulèvement orographique Nuage en bannière en aval du Matterhorn 1) Bien comprendre les mécanismes - Si l on est dans le cas d un vent sec parallèle au sol qui rencontre un obstacle (colline ou montagne), l air va suivre le relief et s élever. Il va ainsi suivre une détente qui va le refroidir. Ensuite lorsque l air va redescendre sur l autre versant de l obstacle il va se réchauffer. Si le processus est assez rapide, l air qui se déplace n échange pas de chaleur avec l obstacle ainsi que l air rencontré en altitude. Il est donc à la même température en aval de l obstacle. - En revanche si l on est dans le cas d un vent humide en amont, l eau présente dans l air va se condenser en montant. On est alors face à deux cas : 8

9 - Soit le vent en amont est trop faible. L air n atteint jamais le sommet et une partie redescendra la pente pour empêcher à son tour l air de s élever. On observe alors un blocage d air froid en amont de l obstacle. Cette masse étant toujours sujette aux variations de pression, elle aura tendance à générer des déplacements parallèles à l obstacle. Des vents se forment alors le long des montagnes, on les appelle les courant-jet de barrière. Soit le vent en amont de l obstacle est suffisamment puissant. Dans ce cas l air va se condenser totalement en amont de l obstacle pour donner lieu à des pluies, puis va se réchauffer selon une compression adiabatique en aval. On appelle ce phénomène l effet Foehn (qui est détaillé ci après à l aide d un émagramme). Principe de l effet Foehn 9

10 2) L effet Foehn Définition : C'est un phénomène météorologique qui a lieu principalement dans les hautes montagnes mais ce phénomène peut intervenir à partir des altitudes comprises entre 500 et 600 mètres. Il se caractérise par de fortes précipitations sur le versant de la montagne situé au vent et d'un vent chaud et sec. Explication : On est donc dans le cas d un vent humide se déplaçant horizontalement. Lorsqu il va rencontrer l obstacle il va suivre le relief et s élever. Au cours de sa montée l air humide va se condenser du fait que la pression atmosphérique diminue avec l altitude. La température de l air va donc diminuer par détente pseudo-adiabatique. Ainsi lorsque la température de saturation est atteinte, il va se former des nuages puis de la pluie qui va faire diminuer la quantité d eau contenue dans l air. Au sommet, l air a une teneur en eau très faible. En redescendant de l'autre côté de la montagne, l'air se réchauffe par compression adiabatique en suivant le taux adiabatique sec. L'humidité relative s'abaisse donc et la couverture nuageuse peut s'étioler en aval de la montagne. Ceci laisse place localement à un ciel dégagé. De même on peut constater que pour une même altitude donnée en amont et en aval de l obstacle les températures diffèrent parfois de 10 C. En effet, observons le à l aide d un émagramme. Emagramme descriptif de l effet Foehn 10

11 On considère une particule notée P située à 1000hPa à la température T=13 C et ayant un rapport de mélange r=4g/kg. Dans un premier temps la particule subit une détente adiabatique jusqu au point C qui représente la température de saturation. Ce point est obtenu par l intersection de la courbe iso-mélange et de l adiabatique que suit la particule P. Le point C a pour coordonnées (845hPa ; -2 C). A noter que l on peut trouver le point de rosée de la particule situé à l intersection entre la courbe iso-mélange et l iso-potentiel 1000 hpa. A partir de là, la particule va s élever selon l adiabatique saturée. C est au cours de cette ascension que l air va se condenser, former des nuages et perdre de son humidité sous forme de pluie. La particule se trouve alors au point B qui a pour coordonnées (550hPa ; C). Cela correspond à une altitude d environ 4800 m. Ainsi au cours de l ascension la masse d eau condensée par kilogramme d air sec est: m= 4-0.9= 3.1g/Kg. Presque toute l eau contenue a condensé et l air subit une compression adiabatique qui le ramène à l iso-potentiel 1000hPa. On remarque alors que la température de la particule est de 23 C. Ainsi pour une même altitude sur les deux versants, on observe une différence de température de 10 C. Observation : L effet Foehn peut s observer assez facilement de part la formation de nuages très caractéristiques en amont de l obstacle tels que les nimbostratus et en aval tels que les altocumulus lenticularis ou les cumulus fractus. 11

12 Cumulus dus à la présence de l effet Foehn L effet Foehn peut également s observer de par la présence de trous de Foehn. Ce sont des zones vide de nuages en aval des montagnes et habituellement liées à la présence d'ondes de gravité que l'air va suivre et remonter, saturant à nouveau plus loin en aval. 12

13 Trous de Foehn 3) Ouverture aux ondes de gravité Observation d ondes de gravité On vient de voir que les trous de Foehn étaient souvent associés aux ondes de gravité. En effet lorsqu une masse d air a franchi un obstacle (montagne), on a vu que celle-ci descendait jusqu au sol en aval. S il on est en présence d un air stable (stratifié avec une température potentielle équivalente augmentant avec l altitude) cette masse d air peut se heurter à une couche plus dense. Elle va donc subir une force qui s oppose à la gravité: la poussée d Archimède. L air va donc vouloir revenir à son état initial et donc monter. De par la lenteur du phénomène la masse d air va dépasser son altitude d équilibre. Au bout d un certain temps la force de gravité va l emporter sur la poussée d Archimède et cette masse va redescendre. On obtient des oscillations amorties autour d une altitude d équilibre. Ces ondes sembles figées dans le temps parce que ses ventres et ses nœuds ne se déplacent pas. On trouve donc des bandes de nuages au sommet des vents ascendants et des zones sans nuages en bas des vents descendants. 13

14 Schéma représentant les ondes de gravité Exemple de l effet Foehn associé aux ondes de gravité 14

15 III. Vallées et bassins Les massifs montagneux sont souvent constitués de tel sorte qu en leur sein se forment des vallées, des cuvettes ceintes par les versants du massif. Ces bassins abrités possèdent un climat qui leur est propre, c est ce que nous nous proposons expliquer et d illustrer. Vallée de Mtskheta-Mtianeti, Géorgie 1) Les inversions de température en montagne : brises de pente, brises de vallée Il n est pas rare de constater qu il fait plus froid, et parfois plus humide, en vallée et au fond des bassins que sur les flancs des versants. Lorsque le vent synoptique est faible, des circulations de brise se mettent en place au sein des régions montagneuses, conséquences d un chauffage différentiel entre le sol le long d une pente et l atmosphère à une même altitude. Ces circulations, appelées brises, peuvent 15

16 être de pente ou de vallée, en fonction de l orientation du vent, et sont le moteur des inversions de température en montagne. Brises de pente et brises de vallée, le jour, la nuit Les brises de pentes peuvent s expliquer comme suit, selon un cycle diurne. On suppose que la situation au coucher du soleil est calme, et que la couche limite atmosphérique est bien mélangée par la turbulence diurne. Après le coucher du soleil, le refroidissement radiatif des pentes entraîne le refroidissement de l air en contact avec la surface. Cet air plus froid que son environnement s écoule vers le bas, créant un vent de pente subsidient également appelé vent catabatique. La couche d air soumise à ces vents catabatiques est généralement très mince (2 à 20 m) et les vitesses du vent sont de l ordre de 1 à 5 m/s. La circulation de brise descendante est compensée par une ascendance faible au dessus de l axe de la vallée. 16

17 L air, quasi-transparent au rayonnement solaire, ne sera réchauffé que plus tard lorsque la surface sera suffisamment chaude et que des flux verticaux turbulents se mettront en place. Au matin, des vents de pente ascendants démarrent, appelés vents anabatiques. Le réservoir d air froid accumulé dans la vallée s érode par le bas. Il peut, si la situation le permet, disparaître complétement au cours de l après-midi, permettant ainsi à une couche limite convective bien mélangée de se mettre en place. Si la situation synoptique ne change pas, le cycle décrit précdémment peut alors recommencer à partir du coucher du soleil. Les brises de vallée suivent un processus similaire, suivant la pente de la vallée, entre le haut de la vallée et la plaine. Les vents anabatiques sont cependant plus tardifs. Dans l après midi, on observe des interactions entre les vents anabatiques le long des pentes et des vallées, prenant des formes hélicoïdales complexes. 17

18 Vents anabatiques en journée 2) Etude de cas : inversion du Massif Central Le Massif Central est très souvent le théâtre d inversion thermique. En effet, la température à Clermont Ferrand, situé à 329m d altitude, est souvent inférieure à celle mesurée au sommet du Puy-de-Dome qui surplombe la ville à 1465m. Topographie de Clermont-Ferrand et du Puy De Dome 18

19 L'Observatoire de Physique du Globe de Clermont-Ferrand fournit des relevés de température au sommet du Puy de Dome ainsi qu'à Cézeaux, ville de la banlieue de Clermont-Ferrand. Au cours du mois de février 2012, on peut constater par exemple une très forte inversion le 9, en croisant les courbes de température. Température ( C) à Cézeaux entre le 26 janvier et le 26 février Température ( C) au Puy de Dome entre le 26 janvier et le 26 février 19

20 Les régimes de brises de pente ont également été corroborés par les relevés de la direction et de la vitesse du vent dans la station de Cézeaux le 9 février. 3) Etude de cas : inversion de subsidence du 25 novembre 2011 Le 25 novembre 2011, des inversions de température se sont fait ressentir dans les vallées abritées, mais également sur les flancs exposés des moyennes et hautes montagnes On peut l expliquer par la création d une couche d inversion par subsidence. En situation d anticyclone, les couches d air les plus hautes sont comprimées, et descendent de manière adiabatique sèche. Ce cas est décrit par l'émagramme suivant : 20

21 Emagramme qualitatif d'une inversion de subsidence Profil vertical de température au sein d'une inversion de subsidence 21

22 4) Conséquences : qualité de vie, pollution Ces inversions ont des conséquences concrètes pour les habitants de vallées ou bassins protégés ; elles ont également des conséquences sur la qualité de l air. En effet, lors de ces inversions nous avons vu qu une bande d air plus chaud était destinée à rester à une altitude donnée. C est une couche très stable : lors de conditions convectives et synoptiques calmes, cette couche va agir comme un couvercle. Par exemple, les gazs pollués émis par les voitures, usines ou cheminées en zone urbaines, plus chaud que l air ambiant, vont être stoppés par la couche d inversion. On relève alors une augmentation de la concentration en polluants. On observe typiquement ce genre de phénomènes lorsque la fumée d une usine monte quasi-verticalement jusqu à une altitude pour alors s étaler sans monter d avantage, ou bien lorsqu une mer de nuages est observable en très haute montagne. Couche d'air pollué bloqué par une couche d'inversion (Fairbanks, Alaska, 2005) Une étude s'est par exemple concentrée sur l'impact des inversions thermiques dans la vallée de Chamonix. Cette vallée est touchée par l'impact du traffic des poids lourds empruntant l'axe autoroutier France-Italie. On note la très forte inversion de température sur les premiers m au dessus du sol, conduisant à une couche stable et isolée dans laquelle se concentrent les émissions au sol. 22

23 Profil verticaux des concentrations d'ozone et de température obtenus à Chamonix le 17 janvier 2003 à 8h30 TU On compare ensuite une situation d'inversion à une situation d'instabilité atmosphérique, au cours de laquelle les polluants (ici NOx, oxydes d'azote) ne sont pas emprisonnés par le couvercle qu'est la couche d'inversion. Concentration en oxydes d'azote à Chamonix en situation d'inversion et en situation d'instabilité atmosphérique 23

24 Les inversions de température offrent donc des température plus clémentes qu'en fond de vallées encaissées ; la contrepartie est qu'elles amènent souvent à une qualité de l'air dégradée. Conclusion et choix de l'emplacement A la lumière des phénomènes étudiés, nous avons considerés subjectivement, qu'il était préférable de vivre à un emplacement d'une montagne tel que : - la chaîne de montagne est située proche de l'équateur - la crête de la chaîne de montagne est orientée est-ouest - l'emplacement est situé sur l'adret - l'adret est situé sous le vent - l'adret ne donne pas sur un encaissement ou une vallée protegée - l'emplacement sur l'adret n'est pas au fond de la vallée Dans ces conditions, le climat offre une continentalité accrue : des températures plus clémentes, moins de précipitations, un degré de pollution réduit. Un bon compromis semble être la localité de Ibagué, qui a pour coordonnées N W. 24

25 Ibagué, ville de montagne de Colombie Bibliographie Les inversions de température entre plaines et montagnes en Auvergne, Lucien Gachon, 1935 Road transport and atmospheric pollution - Nothern French Alps case, Pierre Dumolard, 2009 Fondamentaux de Météorologie 2ème édition - A l'ecole du Temps, Sylvie Malardel, 2009 Les climats : mécanismes et répartitions, A. Godard et M. Tabeaud, Armand Colin, Paris,