B.05 - La température de l'air

Introduction

Si les précipitations jouent le tout rôle premier rôle en hydrologie, la température de l'air n'en joue pas moins un rôle secondaire. Elle est en effet une des variables indispensables et primordiales pour expliquer la phase des précipitations, la fonte de la neige, les sols gelés, l'évapo-transpiration , etc.

Aux contraires des précipitations, il s'agit d'une variable météorologique continue dans le temps et dans l'espace, ce qui facilite son interpolation spatiale et sa prévision (fiche B.13). Elle est une de variables fondamentales des équations de la thermodynamique.

Quelques rappels

Le bilan radiatif

La température de l'air retranscrit le bilan radiatif et notamment l'effet de serre de l'atmosphère (Fig. 1). Ce bilan s'intéresse bien évidemment aux rayonnements du domaine du visible (longueur d'onde courte) et de l'infra-rouge (longueur d'onde plus grande). La température est donc particulièrement sensible aux facteurs intervenant sur ce bilan (albédo, couverture nuageuse, vent ….). Le comportement de cette variable est aussi étroitement lié à l'humidité de l'air et aux flux de chaleur latente. En effet l'énergie reçue sera utilisée soit pour réchauffer la masse d'air (flux de chaleur sensible), soit pour des changements d'état de l'eau contenu dans l'air (flux de chaleur latente). À ce titre, la température du point de rosée est une variable éminemment complémentaire à la température de l'air. Elle représente à la température à pression constante que devrait avoir la masse d'air pour commencer à faire condenser la vapeur d'eau présente.

La température de l'air est soumis à deux cycles liés à la variation du rayonnement solaire incident. Le premier cycle est lié à l'angle d'inclinaison de la terre et de sa rotation autour du soleil modifiant l'angle d'incidence des rayons du soleil et générant le rythme des saisons. L'angle d'incidence étant aussi fonction de la latitude, la température dépendra donc aussi de ce paramètre. Le second cycle correspond à la rotation de la terre sur elle-même et l’alternance entre le jour et la nuit. Ce second cycle dépend du premier, la durée du jour et de la nuit évoluant selon la saison. Globalement, l'importance relative des flux ont tendance à s'inverser la nuit et la surface tend à se refroidir par émission de rayonnement infra rouge.

Le bilan radiatif est aussi tributaire des flux turbulents. Notamment la température de surface et la température à 2 m sont des grandeurs qui peuvent être sensiblement différentes lorsqu'il n'y a pas de vent. En effet le vent assure un brassage des couches, favorise les échanges thermiques et tend à homogénéiser les températures. Globalement les températures évoluent de manière importante dans la couche proche de surface avec des comportements bien différenciés par rapport aux températures en atmosphère libre.

Les effets synoptiques et locaux

Au-delà des cycles saisonnier et journalier, la valeur de la température est très largement tributaire des grandes circulations synoptiques des masses d'air (fiche B.13). Par exemple, la création d'une goutte froide apportera de l'air polaire sur l'Europe. Ce sont ces grandes circulations qui vont générer les principales anomalies vis-à-vis des normales saisonnières. De part sa latitude, la France est soumise à une large diversité de situation, mais avec une dominante de flux d'ouest, avec une succession de dépressions et une alternance de fronts chauds et froids (Fig. 3). La structure verticale de ces masses d'air est aussi très importante avec des stratifications très variables en fonction de l'altitude et différentes d'un épisode à l'autre.

La température de l'air est aussi concerné par des effets locaux. Par exemple l’océan stocke la chaleur, bien mieux que les continents et bien plus que l’atmosphère. Il joue le rôle de « réservoir-tampon » en amortissant les variations rapides de l'atmosphère et va donc tempérer le climat. Les courants marins jouent aussi un rôle important en termes de transport de chaleur (le Gulf Stream par exemple).

D'autres effets locaux peuvent être saisonniers comme des effets de masque du relief en fonction de l'azimuth du soleil. Certains effets sont aussi liés aux circulations synoptiques comme les vallées « foehnées » ou le stockage d'air froid en fond de vallée en amont d'un front chaud (Fig. 4).

Le rôle de l'altitude

La diminution de la pression avec l'altitude entraîne un refroidissement de l'air. En l'absence d'humidité, ce gradient devrait être linéaire avec une perte d'un degré par 100 m (hypothèse adiabatique sèche). Dans l'atmosphère « normalisée » et en raison de l'humidité de l'air, ce gradient est fixé à 0,65° par 100 m (hypothèse adiabatique humide).

La réalité est bien plus contrastée et variable dans le temps. Le gradient moyen sur les Alpes du Nord est proche de 0,5 °C par 100 m mais varie fortement selon la saison mais aussi du cycle diurne. Dans certaines conditions, notamment lors d'anticyclone hivernal, on peut observer des inversion avec de l'air plus froid en fond de vallée. Si l'hypothèse d'un gradient linéaire se vérifie bien statistiquement, la relation entre la température et l'altitude est cependant plus complexe (Fig. 5). Par exemple, sous fortes averses de neige, on peut notamment observer des phénomènes d'isothermie dans la colonne d'air.

La mesure

Au sol

Les capteurs de type PT100 (thermomètre à résistance de platine de résistance 100 ohms à 0°C) sont largement éprouvés, précis et peu chers. Il s'agit de thermistances, capteurs basés sur la loi de variation de la résistance électrique en fonction de la température du matériau. La mesure doit être réalisée sous abri pour s'affranchir de l'effet du rayonnement direct tout en garantissant une ventilation correcte pour représenter la masse d'air environnante. La qualité de l'abri est donc primordiale. Historiquement la mesure se faisait dans des grands abris mais ils sont généralement remplacés par des abris « pile d'assiettes » dont la hauteur doit être suffisante pour assurer une bonne convection naturelle et bien conçu pour ne pas être influencé par le rayonnement indirect (et notamment la réflexion). Il existe aussi des abris à ventilation forcée.

La mesure est aussi très sensible à l'environnement comme des ombres portées par un obstacle proche ou la restitution de chaleur emmagasinée par une surface sombre ou un mur par rayonnement. La hauteur standard de mesure est de 2 m mais elle peut être est largement influencée par l'enneigement en montagne.

Les radiosondages

Un ensemble de capteurs (entre autres, de température, de pression, de force et direction du vent et d’humidité) à l'intérieur d'un boîtier de quelques centaines de grammes – la radiosonde – s'élève dans l'atmosphère grâce à un ballon en latex (le plus souvent gonflé à l'hélium). L'ascension s'effectue à 5 m/s, dure en général entre une et deux heures. La sonde traverse la troposphère et le ballon finit par éclater à des altitudes comprises entre 20 à 30 000 mètres, dans la stratosphère. Des mesures sont effectuées et transmises par radio environ toutes les 10 secondes et permettent de tracer un profil « vertical » en atmosphère libre. Le ballon se déplaçant au gré du vent, le profil n'est de fait pas réalisé à l'aplomb du lâcher.

Les données sont reportées sur un diagramme thermodynamique appelé émagramme (Fig. 7) qui permet notamment d'estimer la stabilité de la colonne d'air et de situer l'altitude de l'isotherme 0 °C en atmosphère libre.

La mesure satellite

Les satellites ne mesurent pas directement la température. Les satellites géostationnaires sont équipés de capteurs (radiomètres) sensibles à la luminance de l’atmosphère et de la mer dans le domaine des infrarouges (Fig. 8). Les données de satellites couvrent pratiquement tout le globe terrestre avec une bonne précision. Dans le domaine infrarouge thermique, le rayonnement solaire est très faible. Comme l'atmosphère absorbe très peu le rayonnement thermique infrarouge émis par la terre, la longueur d'onde qui va de 10,5 à 12,5 μm peut mesurer la température de surface au-dessus des zones non nuageuses. La température est obtenue par application de de la loi de Planck sur le rayonnement d'un corps noir. À titre d'exemple le systeme SEVIRI embarqué sur Météosat10 permet d'obtenir des données au pas de 3 km.

Les satellites sur orbite polaire héliosynchrone, comme la famille METOP, survolent la totalité du monde tous les jours en passant au-dessus de chaque zone à la même heure. Ils permettent d'estimer des profils verticaux de température et d'humidité par interférométrie. Le système IASI dispose d'une résolution verticale de 1 km, une résolution horizontale de 25 km et une précision de 1 °C pour les températures et de 10 % pour l'humidité. Depuis le lancement de Metop-A en 2006, ces données jouent un rôle de plus en plus important en termes d'assimilation de données dans les modèles numériques.

Voir également

Fiche B.13 – Prévision numérique des précipitations

Fiche B.06 – La neige : physique et observation

Fiche B.15 – Prévision de la température de l’air

Pour aller plus loin

• http://udppc.asso.fr/bupdoc/textes/1999/0815D093.PDF
• http://www.eumetsat.int/website/home/Satellites/CurrentSatellites/Meteosat/index.html
• http://www.eumetsat.int/website/home/Satellites/CurrentSatellites/Metop/MetopDesign/IASI/index.html

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