Évolution des théories de la circulation atmosphérique générale - article ; n°348 ; vol.65, pg 81-97

De
Publié par

Annales de Géographie - Année 1956 - Volume 65 - Numéro 348 - Pages 81-97
17 pages
Source : Persée ; Ministère de la jeunesse, de l’éducation nationale et de la recherche, Direction de l’enseignement supérieur, Sous-direction des bibliothèques et de la documentation.
Publié le : dimanche 1 janvier 1956
Lecture(s) : 67
Nombre de pages : 18
Voir plus Voir moins

Pierre Birot
Évolution des théories de la circulation atmosphérique générale
In: Annales de Géographie. 1956, t. 65, n°348. pp. 81-97.
Citer ce document / Cite this document :
Birot Pierre. Évolution des théories de la circulation atmosphérique générale. In: Annales de Géographie. 1956, t. 65, n°348. pp.
81-97.
doi : 10.3406/geo.1956.14320
http://www.persee.fr/web/revues/home/prescript/article/geo_0003-4010_1956_num_65_348_14320348. — LXVe année. Mars-Avril 1956. №
ANNALES
DE
GEOGRAPHIE
DE LA CIRCULATION ÉVOLUTION ATMOSPHÉRIQUE DES THÉORIES GÉNÉRALE1
Pendant plus de deux siècles, depuis Hadley, on a expliqué la circulation
atmosphérique générale à partir du gonflement de l'atmosphère équatoriale
surchauffée (par rapport aux hautes latitudes). Celle-ci, en s'écoulant vers
les pôles, transporterait avec elle les vitesses élevées, acquises dans la -zone
équatoriale (environ 1 800 km à l'heure), dans des parallèles plus courts,
d'où la prédominance des vents d'Ouest, plus rapides que la Terre à ces
latitudes. Or, entre 1947 et 1949, le savant suédois С G. Rossby, suivi de
nombreux météorologistes, a proposé des conceptions complètement diffé
rentes, aboutissant à chercher dans les moyennes et hautes latitudes l'origine
de la circulation générale, l'ascendance équatoriale ne jouant plus qu'un
rôle secondaire, voire passif. Les géographes ne peuvent se désintéresser de
ce nouveau courant d'idées.
I. — Les faits
On sait que chaque hémisphère est partagé en deux surfaces égales par
une bande de hautes pressions, installée vers 30°, séparant la circulation
superficielle d'Est de la zone intertropicale et une circulation zonale d'Ouest,
1. Nous adressons nos remerciements à M. P. Queney qui a bien voulu lire ces pages et
nous faire bénéficier de ses observations qui aboutissent d'ailleurs, parfois, à des conclusions
un peu différentes, dont nous espérons la prochaine publication. Pour la bibliographie, on ne
citera que quelques ouvrages essentiels : G. G. Rossby et collaborateurs, On the general circu
lation of the atmosphere in middle latitudes, A preliminary summary report on certain investiga
tions conducted at the University of Chicago during the Academic Year 1946-1947 (Bull. Am.
Met. Soc, Lancaster, 1947, p. 255-280) ; Id., On the nature of the general circulation of the lower
atmosphere, in the atmosphere of the earth and planets, University of Chicago Press, 1949,
p. 46-48. — Le volumineux Compendium of Meteorology publié par T. Malone, American Meteor
ological Society, Boston, 1951, x-1334 p., fait place aux idées de Rossby, mais renferme de
nombreuses mises au point précieuses. — - Riehl, Tropical Meteorology, Londres et New York, ou' 1954, 392 p. — A signaler quelques articles de vulgarisation de demi-vulgarisation :
P. Queney, L'évolution moderne des idées sur la circulation générale de l'atmosphère (Cahiers de
l'Information Géographique, 1953, n° 2, p. 2-13) ; A. Defant, Neuere Ansichten uber die allgem.
Zirkulation der Almosphàre (Archiv filr Meteorologie, Geophysik und Bioklimatologie, Vienne,
1949, p. 273-294). — Le cours de P. Pedelaborde, publié au C.D.U., Paris, 1953.
ANN. DE GÉOG. LXYe ANNÉE. 6
7 84 ANNALES DE GÉOGRAPHIE
d'ailleurs beaucoup moins régulière, prédominant aux moyennes latitudes.
Il en résulte que les frottements exercés sur la surface terrestre par l'ensemble
des vents se compensent et n'influent pas sur la vitesse de rotation du globe.
A partir de cette dorsale les pressions diminuent lentement vers l'équateur,
où elles sont de peu inférieures à la normale, et vers le thalweg très creux
du 60e parallèle, au delà duquel elle remonte vers le pôle.
On a reconnu depuis longtemps que cette bande de hautes pressions
n'est pas d'un seul tenant et ne saurait l'être pour des raisons de continuité
dans la circulation sur une calotte sphérique. Elle se décompose en centres
de hautes pressions atteignant le sol sur la façade occidentale des continents,
et s'élevant progressivement en altitude vers l'Ouest (Bjerknes). Ainsi des
échanges sont possibles entre la zone tempérée et la zone chaude sur la face
occidentale de ces cellules, où règne un courant d'origine méridionale à
composante verticale ascendante, tandis que sur la façade orientale le courant
Nord tend à se rapprocher du sol.
Pendant Uhiver, les cellules des hautes pressions subtropicales de l'hémi
sphère sont renforcées et atteignent leur valeur maximum vers le 30e degré
de lat. Le gradient jusqu'à l'équateur est vigoureux, où régnent de basses
pressions relatives. La zone intermédiaire est balayée par le courant
NE des alizés, qui atteint son maximum de force et de régularité (vitesse
supérieure à 8 nœuds) sur l'océan Atlantique et l'océan Pacifique. En été,
le système d'anticyclones s'affaiblit en même temps qu'il remonte vers le
Nord et se déplace vers les Océans. L'alizé existe seulement dans l'Atlantique,
le Nord du Sahara et le Pacifique oriental. Enfin, sur de larges secteurs,
la partie méridionale de la zone tropicale est envahie par des courants SW
de mousson (fig. 1 et 3).
En altitude, les hautes pressions se déplacent progressivement vers
l'équateur au fur et à mesure qu'on s'élève. Au-dessus des hautes pressions
subtropicales et des alizés régnent des vents d'Ouest, qui atteignent leur
maximum de puissance vers 10 km d'altitude et le 35e degré de lat. N pen
dant l'hiver {Jet Stream). La ligne de séparation d'avec les vents d'Est s'incline
du 10e degré au 25e environ en direction du pôle. Au contraire, en situation
d'été, les vents d'Ouest d'altitude sont affaiblis et rejetés vers le Nord, leur
ligne de séparation d'avec les vents d'Est est presque verticale, un peu
au Sud de 30°. Toute la zone tropicale est alors balayée par des vents d'Est
jusqu'à la tropopause. Il convient cependant de rappeler que notre connais
sance des courants supérieurs de la zone intertropicale reste très imparfaite,
les observations directes étant peu nombreuses et le calcul de la direction
du vent à partir du champ de pressions ne pouvant être opéré comme dans
les hautes latitudes, en raison de la faiblesse de la force de Coriolis.
Sur le versant polaire des anticyclones subtropicaux, les pressions dimi
nuent assez rapidement jusqu'aux pôles aux étages moyens et supérieurs de
l'atmosphère. En surface, le thalweg le plus creux se fixe vers 60° de lat. En
même temps, les températures moyennes, peu variables entre les tropiques, LA CIRCULATION ATMOSPHÉRIQUE GÉNÉRALE 85
diminuent, mais avec une brusque accentuation de pente vers 40°, c'est-à-dire
un peu au Nord de la verticale du Jet Stream. Nulle part le gradient thermique
n'est aussi brusque. Masses d'air chaudes et froides s'affrontent le long d'un
« front polaire ». Il existe entre ce phénomène et la présence du Jet Stream
des relations étroites. L'augmentation de vitesse du Jet Stream en altitude
nécessite une augmentation du gradient horizontal de pression ; or on sait
que, pour une même pression au sol, la pression en altitude est d'autant
plus élevée que l'air est plus chaud, et inversement pour l'air froid. Cet
Illustration non autorisée à la diffusion
30p 0° 30° 60e 90e S
Vents d'Ouest L__J Vents d'Est
Fig. 3. — Coupe de l'atmosphère dans une situation typique d'hiver, d'après Queney.
Vitesse des vents, en km/h.
air chaud est d'ailleurs maintenu dans une bande située au Sud du Jet
Stream par la force centrifuge (due à la vitesse de ce jet) et qui maintient
l'air chaud dans la zone subtropicale. Ce mouvement relatif vers le Sud
qui se produit dans la troposphère supérieure entraîne à son tour un
mouvement ascensionnel de l'air au Nord du Jet Stream, qui est la réplique
de la subsidence des H. P.
Dans les moyennes et hautes latitudes, toute la circulation se résoud
en systèmes tourbillonnaires d'axe vertical, spécialement dans la strato
sphère inférieure ; cependant l'axe de ces tourbillons est entraîné dans un
mouvement général vers l'Est. Les mouvements vers l'Est n'ont quelque
régularité que dans les très hautes latitudes, en liaison avec l'établissement
de hautes pressions moyennes sur la partie septentrionale du continent.
Il faut distinguer ici trois catégories de dépressions :
a) Des dépressions presque permanentes, nettement marquées sur les
7 • 86 ANNALES DE GÉOGRAPHIE
cartes des moyennes mensuelles et même annuelles ; il s'agit du minimum
des Aléoutiennes et du minimum d'Islande qui valent au 60e parallèle les
plus basses pressions de la planète;
b) Des dépressions à déplacement très lent dont le centre reste pratique
ment immobile pendant plusieurs jours. Elles alternent avec des zones
anticyclonales douées des mêmes propriétés. Ge sont elles qui frappent
d'abord l'attention sur les cartes de l'O. N. M. ;
c) Enfin les perturbations proprement dites circulant à la vitesse de
plusieurs centaines de kilomètres par 24 heures autour des centres d'action
du type b qui les orientent. On peut aussi bien dire que les dépressions lentes
sont creusées et déformées par le passage répété des perturbations c. Elles
sont infiniment associées à des variations rythmiques de la pente de la surface
de discontinuité (front polaire) qui se traduit par des ondulations.
Si la connaissance de la structure de la circulation superficielle a été
acquise à la fin de la première guerre mondiale grâce aux travaux de l'École
norvégienne, celle de la troposphère supérieure et moyenne a fait des pro
grès décisifs au cours de la deuxième guerre mondiale, en particulier sous
l'impulsion du savant suédois Rossby et de ses collaborateurs de Chicago.
A cette altitude, le courant d'Ouest est beaucoup plus régulier. Le puissant
Jet Stream, dont la vitesse moyenne hivernale vers 10 km est environ
de 90 km/h et qui atteint 500 km/h, se dédouble parfois1 ou décrit des
méandres plus ou moins amples. Tantôt ce flux est rapide, se déplace à une
latitude relativement méridionale et sa trajectoire s'établit suivant le plus
court chemin. Tantôt il se ralentit, se déplace vers le Nord en dessinant
d'amples méandres qui finissent par se tronçonner en isolant des gouttes
d'air chaud d'altitude vers le pôle, et des gouttes d'air froid d'altitude en
direction des tropiques. La longueur d'ondes de ces ondulations supérieures
est de l'ordre de grandeur de 4 000 à 6 000 km, c'est-à-dire qu'elle englobe
toute une famille de cyclones superficiels. Le mouvement des deux étages
est d'ailleurs en étroite interaction. Les anticyclones au sol sont particulièr
ement vigoureux quand à l'air froid superficiel est superposée une onde anti-
clinale de la troposphère supérieure d'air chaud (puisque la pression décroît
d'autant plus lentement que la température est plus élevée) ; de même, les
cyclones superficiels sont renforcés par la présence d'une goutte d'air froid
supérieure, ancienne invagination des basses pressions polaires.
Tous ces mouvements assurent l'échange de chaleur entre les hautes et
les moyennes latitudes, surtout accéléré en altitude quand le Jet Stream
décrit des méandres et, au sol, lorsque de l'air polaire s'écoule vers le Sud
à l'arrière d'une famille de cyclones ; le courant chaud de retour est dans
ce dernier cas assuré par la trajectoire SW-NE du train de cyclones.
1. La branche méridionale est alors la plus régulière. LA CIRCULATION ATMOSPHÉRIQUE GÉNÉRALE 87
IL Interprétation de С G. Rossby
L'interprétation de tous ces faits peut-elle encore rentrer dans le cadre
des explications classiques ? On sait que ces dernières considèrent l'ascendance
de la « cheminée équatoriale » comme le moteur de la circulation générale,
l'air equatorial revenant ensuite vers le Nord, en transportant l'impulsion
qu'il a reçue des grandes vitesses linéaires de la Terre aux basses latitudes,
vers les hautes latitudes, d'où prédominance des vents d'Ouest dans ces
dernières (constance du moment de rotation1 autour de l'axe terrestre).
De nombreux météorologistes ne le pensent plus, et en particulier Rossby.
Il fait remarquer que les différences de température entre l'équateur et les
tropiques sont trop
faibles pour provo / 1
quer une circulation
30 - fermée entre source
chaude et
20- ус froide. D'autre part,
il est bien évident 10 1- V ^ Vent
que l'impulsion Composante ^S^ ^^/s composante Illustration non autorisée à la diffusion
acquise dans les N о < Í >^ . l řr-t* S » 1 2\ 3
basses latitudes ne 10 ~
se conserve pas
lorsque l'air se rap 20 -
proche des pôles ; les
30 - masses d'air chaud
qui y sont entraînées 40 -
ne sont pas affectées
par un vent d'Ouest Fig. 4. — Valeur moyenne de la composante méridienne de
la circulation dans les zones tropicales et subtropirapide, mais par une
CALES, d'après Riehl. giration anticyclo
nique.
Le point crucial de toute théorie de la circulation générale est l'explica
tion des hautes pressions subtropicales,, donc des vents d'Ouest du Jet
Stream qui les provoque par tassement de l'air sur leur droite. Or, pour le
savant suédois, ce courant est l'effet de toute circulation tourbillonnaire des
moyennes et des hautes latitudes. Celle-ci serait elle-même réglée, non par
la loi de conservation du moment angulaire, mais par celle de la composante
verticale du tourbillon ou rotationnel qui représente le double de la vitesse
de rotation instantanée d'une masse d'air, vitesse mesurée dans l'absolu,
composante dont la valeur est d'ailleurs indépendante du choix des axes
de coordonnées. Les échanges d'air entre le pôle et les latitudes subtropicales
aboutissent, par frottement, à égaliser la grandeur de ce tourbillon sur toutes
1. Il a pour valeur (w + wj R cos z>, ш étant la vitesse angulaire de la Terre, o>, celle du vent
relatif à l'observateur terrestre, R le rayon terrestre, 9 la latitude. 88 ANNALES DE GÉOGRAPHIE
les moyennes et hautes latitudes. En écrivant que cette valeur est constante
quelle que soit la latitude, et que les déplacements méridiens de signe contraire
s'annulent au cours des échanges méridiens entre hautes et basses latitudes,
on arrive à une formule exprimant que la composante W du déplacement
de l'air par rapport à l'observateur terrestre doit croître très rapidement
en direction de l'équateur. Cette courbe d'accroissement des vitesses corre
spond assez bien à celle des vents d'Ouest de la moyenne et haute strato
sphère sur le versant polaire du Jet Stream.
40 = ~л 1 — + 2 ; — ар sin • — <p est la valeur de la vitesse angulaire & absolue des vents au
pôle.
Un lecteur, même non familier avec les mathématiques, peut substituer
à ce calcul un raisonnement qualificatif simplifiant de façon plus ou moins
grossière les données du problème, et en assimilant la masse à un disque
solide1. On précise d'abord comment on arrive à l'égalisation des tourbillons.
Une masse d'air suivant exactement les mouvements de la Terre a une vitesse
linéaire plus grande sur son bord méridional que sur son bord septentrional,
c'est-à-dire que dans l'absolu elle est animée d'un mouvement de rotation
cyclonique. Ce mouvement est d'autant plus rapide que l'on se rapproche
des pôles, puisque la différence de longueur entre deux cercles séparés par
un degré de latitude augmente. Plus précisément, cette vitesse de rotation
horaire est égale à sin <p24 ; or, on sait que le sinus diminue plus vite que
linéairement avec l'angle. Si maintenant une masse d'air se déplace vers
les pôles et si elle transporte avec elle sa vitesse de rotation, celle-ci sera
moins grande que la vitesse normale à cette latitude. Pour un observateur
terrestre, elle prendra un sens de giration anticyclonique en freinant le
mouvement de giration normal. Si, au contraire, la masse d'air se déplace
vers l'équateur, elle arrive à des latitudes où la giration cyclonique est plus
lente. Pour un observateur terrestre, elle paraîtra tourner dans le sens cyclo
nique et elle accélérera le mouvement cyclonique local2. Ainsi on parviendra
à l'égalisation de toutes les vitesses de mouvements cycloniques absolus.
Mais, par rapport à un observateur terrestre, la valeur algébrique des mouve
ments cycloniques relatifs croîtra en direction de l'équateur, et cela plus vite
que linéairement puisque, si с est la valeur constante du tourbillon absolu,
le tourbillon par rapport à la Terre a pour valeur c-sin <p24.
Or, un système de tourbillons de sens cyclonique correspond à un champ
de vitesse de vents d'Ouest dont la valeur croît vers l'équateur (fig. 5).
Si la Terre était plate, un système de tourbillons de vitesse absolue
constante s'accorderait avec une augmentation linéaire de la
1. Dans ce cas, la valeur du tourbillon est égale au double de la vitesse angulaire du disque.
2. Rossby a attiré l'attention (Journal of Meteorology, Chicago, 1949) sur une modalité un
peu différente d'échange. Supposons un anticyclone centré sur le pôle. S'il se déplace vers le
Sud, son mouvement anticyclonal s'affaiblit et, en conséquence, il se montre incapable de conte
nir la colonne d'air relativement dense qu'il constitue. Il tend donc à s'affaisser en s'élargissant
à la surface du sol, d'où diminution de pression dans la haute troposphère et apparition d'un
mouvement cyclonique en altitude. LA CIRCULATION ATMOSPHÉRIQUE GÉNÉRALE 89
vers Péquateur. La permanence du système serait en effet assurée, l'impulsion
positive reçue dans une bande zonale donnée par une masse d'air d'origine
méridionale étant exactement égale à l'impulsion négative reçue des masses
d'air septentrionales. Mais, la Terre étant une sphère, nous avons vu que la
vitesse apparente cyclonique augmente plus vite que linéairement.
Mais comment comprendre que ce système ne s'étend pas aux latitudes
intertropicales ? Rossby, après quelques hésitations, a proposé l'explication
suivante, d'ailleurs peu convaincante.
Un courant rectiligne devient instable lorsque le gradient de vitesse
dans la direction du pôle est tel que le moment de rotation augmente de
valeur dans cette même direction en dépit du raccourcissement du rayon
terrestre. Toutes choses égales d'ailleurs, cet état sera atteint d'autant plus
facilement que la zone
critique se trouve plus
proche de l'équateur.
Or au fur et à mesure
que le mouvement
tourbillonnaire cons- "
tant se propage vers
l'équateur, il tend à
créer une différence
de vitesse de plus en
plus " grande ° _entre le _ FlG" SYSTÈME 5' — Mouvements DE VENTS D'OUEST cycloniques DONT LA FORCE en liaison CROIT EN avec DIREC- un
vent auquel il est lié tion de l'équateur.
et le mouvement de
l'air suivant la rotation de la Terre. Il en résulte que le moment de rotation
augmente dans la direction du pôle, ce qui provoque l'instabilité du vent
zonal. Ainsi la propagation du mouvement tourbillonnaire vers l'équateur
se limite d'elle-même.
Quoi qu'il en soit, un nouveau régime s'établit, dans lequel l'impulsion
tourbillonnaire globale communiquée à travers chaque cercle de latitude reste
constante (et non la vitesse de rotation de masse d'air). Comme la
longueur des cercles augmente proportionnellement à cos <p, la vitesse
angulaire diminue suivant une proportion inverse. Elle doit d'ailleurs atteindre
en moyenne annuelle la vitesse 0 à l'équateur, puisque, dans l'hémisphère
Sud, les mouvements tourbillonnaires sont de signe contraire. En fait, les
observations récentes ont montré l'existence de tourbillons d'axe vertical.,
assez lents, même dans la zone tropicale.
Dans cette perspective, le Jet Stream et, par conséquent, les hautes pres
sions subtropicales sont donc le résultat de l'agitation tourbillonnaire des
hautes et moyennes latitudes. Si le Jet Stream est plus puissant en hiver,
c'est parce que cette agitation est plus grande par suite des contrastes
thermiques accrus entre les pôles et les tropiques du même hémisphère,
et aussi des contrastes entre les terres et les mers.
Un des objectifs essentiels de Rossby était de rendre compte des varia-

Soyez le premier à déposer un commentaire !

17/1000 caractères maximum.