L’eau de l’atmosphère

> > L’eau de l’atmosphère ; écrit le: 22 mars 2012 par abir modifié le 17 novembre 2014

Expliquant en grande partie la vie à la surface de la terre, la phase aérienne du cycle de l’eau ne représente pourtant qu’une part infime du bilan hydrologique mondial. L’eau atmosphérique se trouve essentiellement sous la forme gazeuse avec, en moyenne, seulement 4% sous forme liquide ou solide au sein des nuages. En contre­partie, il s’agit d’une eau très mobile puisque son temps de séjour moyen dans l’atmo­sphère est de 8 jours (contre 1 an pour l’eau du sol et 1400 ans pour les nappes profondes). Pourtant, cette eau atmosphérique constitue une des composantes fon­damentales de l’hydrologie, que ce soit par les précipitations, qui assurent la redistri­bution de l’eau à la surface du globe, ou par l’évapotranspiration qui, en permettant le retour de l’eau dans l’atmosphère, est à l’origine de cette redistribution. inter­ception d’une fraction de l’eau précipitée permet la réintroduction très rapide de l’eau dans l’atmosphère et intervient dans l’augmentation de l’évaporation résultant de la présence de végétation.

Les précipitations

Les précipitations correspondent à toutes les eaux météoriques qui tombent sur la sur­face de la terre, tant sous forme liquide que sous forme solide. On parle plus généra­lement d’hydrométéores qui regroupent les suspensions, précipitations et dépôts de particules liquides ou solides de nature aqueuse (pluie, neige, grêle, grésil, brouillard, rosée…).

La pluie : une forme d’hydrométéore particulière

La pluie est constituée de particules liquides dont le diamètre est de l’ordre de 0,5 à 3 mm de diamètre (jusqu’à 7 mm dans le cas d’averses), mais, en fait, il faut environ un million de micro-gouttelettes pour créer une goutte de pluie. A des diamètres infé­rieurs à 0,5 mm, on parle de bruine (particule en suspension), le terme de brouillard étant utilisé lorsque la visibilité horizontale est réduite à moins de 1,5 kilomètre. Mais, malgré le nombre très élevé de gouttelettes par mètre cube (entre 108 et 109), le contenu en eau condensée par mètre cube d’air au niveau du sol dans une nappe de brouillard est seulement de l’ordre de quelques grammes.

Pluie nette, pluie utile, pluie efficace

Entre son contact avec le premier obstacle ter- j restre lors de sa chute et sa réapparition éven­tuelle dans un cours d’eau, la pluie subit des prélèvements successifs. Après chacun d’entre eux, la pluie «résiduelle» porte souvent un nom précis. Trois catégories sont généralement distinguées:

La pluie nette représente la part qui arrive au sol après les prélèvements de l’interception et de l’évaporation pendant la chute; c’est celle qui est mesurée par le pluviomètre.

La pluie utile est la portion de la pluie suscep­tible de recharger la réserve hydrique; c’est la pluie nette diminuée des pertes par évapo­transpiration.

La pluie efficace, terme surtout utilisé par les hydrogéologues, désigne l’eau qui, n’étant pas retenue par le sol, atteint la nappe et contribue à sa recharge.

Les précipitations permettent la reconstitution des réserves superficielles, qui assurent l’alimentation en eau de la végétation en l’absence de précipitations et le rem­plissage des nappes. Le rythme annuel, comme la variabilité inter-annuelle des débits, s’explique largement par les irrégularités des précipitations ; l’étude de cette variabilité dans le temps et dans l’espace est nécessaire à la bonne gestion des ressources en eau d’une région en matière d’agriculture, d’ouvrages hydrauliques et de plans de protec­tion contre les inondations. Or, les précipitations représentent l’une des composantes hydrologiques les plus variables, quelle que soit l’échelle spatiale ou temporelle prise en compte.

Les 2/3 des précipitations se produisent entre 30°N et 30°S, surtout sur le domaine tropical océanique. Le programme de l’Organisation météorologique mondiale (OMM) intitulé Global Precipitation Climatology Project a permis d’améliorer, depuis son démarrage en 1986, la connaissance de la répartition des précipitations à l’échelle globale .Les données recueillies montrent particulièrement les fortes précipitations associées à la zone de convergence intertropicale (ZCIT), avec la rup­ture très nette observée au niveau de la Corne de l’Afrique (Éthiopie, Somalie). On relèvera aussi les grandes disparités pluviométriques qui existent au sein des domaines océaniques.

Le territoire français reçoit en moyenne 700 mm de précipitations annuellement, les principales différenciations provenant de la proximité atlantique ou méditerra­néenne ainsi que de l’altitude (788 mm/an à Nantes, 762 mm/an à Nîmes, 610 mm/an à Strasbourg, 2200 mm/an au Mont Aigoual).

La formation des précipitations

La formation des précipitations nécessite la condensation (i.e. le passage de la phase gazeuse à la phase liquide) de la vapeur d’eau atmosphérique, la saturation (i.e. le dépassement de la valeur maximum de vapeur d’eau que peut contenir une masse d’air à une température donnée) étant une condition préalable à son déclenchement. Le principal paramètre physique, qui conditionne le changement de phase de l’eau pré­sente dans une masse d’air, est la température. En fonction de celle-ci, le contenu maximum de vapeur d’eau d’une masse d’air augmente de manière logarithmique : à 20 °C, une masse d’air saturée contient environ 15 grammes de vapeur d’eau par kilo­gramme d’air (seuil de saturation). A 10 °C, la saturation se fait à la moitié de ce chiffre (7,5 g) et, à -10 °C, 1,5 gramme de vapeur d’eau suffit pour provoquer la satu­ration. Si la quantité de vapeur contenue est effectivement supérieure à ce seuil (ce qui se produit par exemple lorsqu’une masse d’air saturée se refroidit), cette vapeur se condense, d’où le nom de température de point de rosée donné à cette valeur-seuil.

Le processus essentiel: le refroidissement par détente adiabatique

Environ 90 % de la vapeur d’eau de l’atmosphère sont confinés dans les 6 000 premiers

mètres, phénomène surtout lié au fait que l’air se refroidit avec l’altitude, abaissant ainsi sa capacité hygrométrique. Lorsque l’air s’élève, il se détend du simple fait qu’il se trouve soumis à une pression plus faible. Cette détente a pour conséquence une baisse de la température, puisque les chocs, entre des molécules moins nombreuses par unité de volume, sont eux-mêmes diminués (on parle de détente adiabatique – du grec adiabos, « infranchissable » – pour cette transformation au cours de laquelle il n’y a ni apport ni perte de chaleur). Le refroidissement par détente adiabatique est d’envi­ron 1 °C pour 100 m pour de l’air non saturé (et environ 0,6 °C pour de l’air saturé situé dans la basse atmosphère). Mais, lorsque l’air se refroidit, il se rapproche de son point de condensation : c’est le mécanisme classique intervenant dans le développe­ment nuageux lorsque des masses d’air humide s’élèvent en altitude.

En dehors d’un refroidissement en fonction de l’altitude (le plus efficace en terme de condensation), il existe deux autres mécanismes de moindre importance :

–     Le refroidissement par advection (mouvement horizontal), lorsque de l’air chaud et humide arrive au-dessus d’une surface froide.

–       Le refroidissement radiatif, lorsqu’une surface se refroidit par perte radiative, notamment en cas d’absence totale de masse nuageuse (appelée situation de ciel clair), en aboutissant au refroidissement de la masse d’air associée.

 Chaleur latente de condensation et instabilité conditionnelle

Lorsqu’une masse d’air a dépassé sa température de point de rosée, la vapeur d’eau qu’elle ne peut plus contenir se condense, dégageant ainsi une certaine quantité de chaleur liée à ce changement d’état. La condensation d’un gramme d’eau dégage envi­ron 2500 joules (ou 600 calories). A l’inverse, 2500 joules sont nécessaires pour éva­porer un gramme d’eau. De même, le passage à la phase solide (glace) libère un apport énergétique de 334 joules par gramme d’eau à 0 °C, la même énergie devant être four­nie à un gramme de glace à 0 °C pour retourner à l’état liquide. Cette énergie (appelée communément chaleur latente) est généralement prise ou donnée à l’environnement immédiat des lieux de changement de phase avec, pour conséquence, une baisse ou une augmentation de la température locale (par exemple, 1 g d’eau condensée qui s’évapore libère suffisamment de chaleur latente pour augmenter la température de 2,5 °C d’1 m3 d’air).

Une forte ascendance verticale est également capable de provoquer des précipita­tions en assurant le refroidissement de l’air et la formation de nuages. On parle d’instabilité conditionnelle si les particules d’air ont besoin de recevoir une impulsion pour atteindre leur niveau de condensation en s’élevant. Il peut, dans ce cas, se créer une masse nuageuse associée à un dégagement de chaleur latente lié à la condensa­tion ; la masse d’air réchauffée par l’énergie libérée étant plus chaude que l’air ambiant, donc plus légère, elle peut poursuivre ainsi son mouvement ascendant. Les régions  privées de précipitations sont en fait également dépourvues de mécanismes initiateurs comme l’ascendance, alors qu’il y a souvent une présence de vapeur d’eau en surface. La présence d’un anticyclone quasi-permanent est souvent responsable de cette sub­sidence (l’air a tendance à s’affaisser, ce qui bloque tout mouvement ascendant). C’est le cas notamment des zones de hautes pressions en régions polaires ou de la ceinture subtropicale désertique.

Condensation

La saturation n’est cependant pas une condition suffisante pour provoquer des préci­pitations. La condensation seule n’est pas capable de créer des gouttes dépassant 100 |im de diamètre, taille normale au sein du brouillard, mais diamètre très éloigné de ceux rencontrés au sein d’averses (1 mm) ou de la grêle (plus de 10 mm). Il faut un accroissement de la taille des gouttelettes ou des cristaux de glace dans les nuages pour vaincre les forces d’agitation qui les maintiennent en suspension. Ce grossisse­ment est favorisé par la présence de noyaux de condensation, qui proviennent de parti­cules de glace ou encore de particules solides d’origine continentale (argiles en suspension dans l’atmosphère, cristaux de sel marin, grains de pollens, aérosols d’ori­gine diverse). Les noyaux de condensation sont 5 fois plus nombreux au-dessus des continents que des océans, ce qui explique en partie les différences de pluviosité.

Les nuages

La variabilité spatiale des précipitations au cours d’une averse donnée dépend des conditions à la surface du sol (notamment le relief et la présence de sources évapo­rantes telles qu’une forêt humide ou une surface en eau), mais aussi du type de nuages. Un nuage se définit comme un milieu hétérogène qui se compose d’un mélange d’air sec, de vapeur d’eau en quantité saturante, d’eau liquide, de cristaux de glace, de par­ticules solides et de particules liquides non aqueuses. La forme, l’ampleur et le déve­loppement des nuages dépendent de l’importance et de l’étendue des mouvements verticaux ascendants qui leur donnent naissance. On distingue deux formes de base : les nuages à développement horizontaux, dit stratiformes, peu épais mais étendus (stratus, brouillard) ; les nuages à développement vertical, dit cumuliformes, peu éten­dus mais possédant une grande extension verticale (cumulonimbus).

Un nuage moyen de 3 km d’épaisseur contient approximativement 1 gramme d’eau par mètre cube, soit 3 kg d’eau dans une colonne de 1 m de section ou encore une pluie théorique de 3 mm. Il faut donc faire intervenir un mouvement constant d’ascendance et de renouvellement des nuages au cours même des épisodes pluvieux pour expliquer la hauteur des précipitations observées. Les nuages convectifs à grand développement vertical présentent un spectre de gouttelettes étendu selon la partie du nuage alors que les nuages stratiformes présentent une structure plus homogène, un spectre et un nombre moyen de gouttelettes assez comparable à ceux existant dans les brouillards. Les premiers nuages produisent des pluies brèves d’intensité variable et forte, les seconds des épisodes pluvieux durables dont l’intensité est faible et rela­tivement constante.

Les plus fortes pluies sont associées aux nuages qui possèdent les plus fortes ascen­dances verticales et, donc, souvent, le plus grand développement vertical, ainsi que de très grandes amplitudes thermiques (type cumuliforme). La durée moyenne d’exis­tence d’un cumulonimbus générateur d’averses violentes est d’une vingtaine de minutes alors que celle liée à un orage est plutôt de 1 à 2 heures. Globalement, une grande proportion des pluies est produite par un petit nombre d’événements prove­nant de ces types de nuages.

Vidéo : L’eau de l’atmosphère

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