Les éléments du temps

II n'est pas question d'effectuer des prévisions météorologiques sans connaître les éléments caractéristiques du temps, qui ont pour siège les grandes masses d'air avec lesquelles nous nous sommes familiarisés à la section Qu'est-ce que le temps ?.

Ces éléments sont essentiellement le vent et les hydrométéores (pluie, brouillard, neige, orages, grêle, etc.).

Pourquoi le vent souffle-t-il ?

L'atmosphère, nous l'avons vu, est un fluide gazeux constamment déséquilibré par les différences de température, qui entraînent elles-mêmes des différences de pression entre diverses régions plus ou moins proches. Le rééquilibre, vers lequel tendent toutes choses, produit le vent.

Le vent a donc pour origine une variation de pression entre deux masses d'air voisines. Ainsi, dans la vie courante, la différence de température, donc de pression, entre l'intérieur d'une maison et l'extérieur crée un vent, que nous appelons «courant d'air ».

La direction du vent est déterminée par la position respective de l'anticyclone et de la dépression: il vient de la zone de haute pression (anticyclone) et se dirige vers la zone de basse pression (dépression). Du moins en théorie. Dans la réalité, à grande échelle, il en va différemment car plusieurs facteurs interviennent pour perturber le mouvement.

Il y a d'abord la rotation terrestre, qui crée une force déviante appelée force de Coriolis, dirigée vers la droite dans l'hémisphère Nord. Le vent laisse alors les basses pressions à sa gauche (règle de Buys-Ballot), de sorte qu'il tourne autour d'un anticyclone dans le sens des aiguilles d'une montre et autour d'une dépression dans le sens inverse.

Mais les choses se compliquent encore, parfois, sous l'action du relief. La simple friction au niveau du sol exerce une action non négligeable sur la vitesse du vent. Cette action est évidemment d'autant plus importante que le relief est tourmenté, les obstacles créant alors des mouvements tourbillonnaires et puissants.

En plaine, l'effet de friction sur le sol ne devient négligeable qu'au-dessus de 600 m d'altitude. C'est pourquoi les vents, en altitude, s'écartent parfois de 45° (sur la droite) par rapport à leur direction au sol; ils sont généralement plus rapides.

Pour la majeure partie de la France les vents, trois fois sur quatre, viennent de l'ouest. Ce sont les vents dominants.

La grande famille des vents

De jour, l'air frais de la vallée se dirige vers la montagne où un air plus léger l'appelle. De nuit la montagne se refroidit la première et le sens du vent s'inverse.

II existe une très grande variété de vents. Ils peuvent être légers, imperceptibles, ou au contraire violents, balayant tout sur leur passage. Ils peuvent être chauds, chargés de sable, mais aussi froids et chargés de neige.

Il y a également les vents marins, qui transportent loin à l'intérieur des terres les embruns et le sel de l'océan. Il y a encore des vents capables de sculpter des roches ou de déplacer des dunes.

Le vent le plus simple est sans doute la brise, à ne pas confondre avec la bise, vent froid venu du nord. La brise est tout simplement un mouvement de convection, c'est-à-dire une circulation d'air entre deux zones de température différente.

La plus connue est la brise de mer (mais il existe aussi une brise de montagne), qui souffle de la mer vers la terre dans la journée en rafraîchissant la côte, et en sens inverse la nuit, sur 15 km de part et d'autre de la côte.

Elle s'explique par le fait que dans la journée, sous l'action des rayons solaires, la terre se réchauffe plus vite que la mer; l'air qui surmonte cette dernière, plus froid, se dirige donc vers la côte, où la température, plus élevée, crée une dépression locale. La nuit, au contraire, la mer cède plus lentement la chaleur emmagasinée et la terre est relativement plus froide; en conséquence, le sens du vent s'inverse. Ainsi s'expliquent la brise de mer et la brise de terre.

Le même phénomène se produit à l'échelle d'un continent entier: ce sont les moussons.

L'hiver, le continent étant plus froid que l'océan, le vent souffle dans le sens terre-mer. C'est l'inverse en été, le vent, chargé d'humidité après son trajet sur l'océan, apportant des pluies abondantes. C'est l'explication de la fameuse «saison des pluies», bien connue des pays qui bordent l'océan Indien, la mer de Chine, le golfe de Guinée et le golfe du Mexique.

Ces vents que sont les moussons ont d'ailleurs une grande importance économique et humaine. En effet, si l'Asie du Sud-Est se prolongeait plus loin vers le sud, l'effet de mousson disparaîtrait et les pluies d'été feraient défaut. Cette région serait alors aussi aride que le Sahara, justement situé à la même latitude... Inversement, si le Sahara était bordé au sud par un vaste océan, il serait verdoyant !

Au contraire des moussons, vents saisonniers, il existe des vents constants, qui soufflent régulièrement tout au long de l'année au voisinage du 30e parallèle: ce sont les alizés. Les grands navigateurs tels Colomb et Magellan furent les premiers à en noter l'existence et à en tirer parti.

Il existe enfin toute une catégorie de vents sporadiques, que l'on pourrait qualifier de régionaux. Le plus connu en France est sans doute le mistral, qui vient du nord et descend la vallée du Rhône entre Lyon et Marseille. C'est un vent fort et froid, qui affecte aussi la Provence et la Corse.

Il souffle surtout au printemps et en automne et résulte d'une forte différence de pression entre un anticyclone situé sur le nord de la France et une dépression centrée sur la Méditerranée occidentale. Sa vitesse est accentuée par l'encaissement de la vallée du Rhône.

Pour la France, citons encore la tramontane, vent froid du nord-ouest, et l'autan, vent du sud-est, sec et chaud. Tous deux affectent le Languedoc et le Roussillon. On distingue le vent d'autan blanc, qui peut souffler pendant plus d'une semaine, et l'autan noir, qui dure moins longtemps mais s'accompagne de pluies.

Mentionnons enfin le fœhn, qui naît sur le versant méridional des Alpes et se dirige vers l'Europe centrale en provoquant une brusque élévation de température (souvent plus de 10 °C d'un coup), génératrice d'avalanches par fonte brutale des neiges. Il sévit notamment en Suisse et en Autriche, et s'accompagne d'une grande sècheresse.

Chargé d'humidité par son passage sur la Méditerranée, le vent venu de Libye se décharge de cette humidité sous forme de pluies sur le versant sud des Alpes. Sur le versant opposé il redescend et se réchauffe par compression, donnant un vent chaud et sec qui provoque au printemps une fonte rapide des neiges.

Si le fœhn est chaud, c'est parce que l'air, en descendant le flanc de la montagne, s'échauffe par compression; s'il est sec, c'est parce qu'il est débarrassé de son humidité au sommet du versant opposé.

Par extension, on appelle « effet de fœhn » tout processus similaire: c'est ainsi que le dégagement rapide du ciel dans la vallée du Rhône, avec des vents du nord ou du nord-ouest, correspond à un effet de fœhn par-dessus les monts du Lyonnais et du Beaujolais.

C'est également un effet de fœhn qui explique la sècheresse de la plaine d'Alsace et la pluviosité du bassin lorrain.

Il y a aussi le courant-jet ou courant d’altitude, aussi couramment désigné par sa dénomination anglophone de jet stream, est un courant d'air rapide et confiné.

Les courants-jets sont situés à proximité de la tropopause, entre la troposphère (où la température décroît avec l'altitude) et la stratosphère (où la température croît avec l'altitude), généralement entre 7 et 16 kilomètres au-dessus du niveau de la mer.

Les courants-jets ont plusieurs milliers de kilomètres de longueur, quelques centaines de large et seulement quelques kilomètres d'épaisseur.

La formation des courants-jets résulte de la rotation de la Terre et du réchauffement inégal de l'atmosphère terrestre (l'énergie thermique reçue par rayonnement solaire varie d'un endroit à l'autre: il fera plus chaud au niveau de l'équateur qu'aux pôles, créant ainsi un déséquilibre thermique).

Les courants-jets se forment dans les zones de conflits entre les masses d'air ayant des propriétés différentes, appelées fronts, dans lesquels il existe une grande différence de température et de pression. D'autres courants-jets locaux existent également. Durant l'été boréal, des courants-jets peuvent se former dans les régions tropicales orientales, généralement dans une région où un air sec rencontre un air plus humide dans les hautes latitudes.

La force du vent

En plus de sa direction et de sa température, le vent se caractérise par sa vitesse, directement liée à la différence de pression entre les deux masses d'air qui sont à son origine.

Plus exactement, la vitesse du vent est déterminée par ce que les spécialistes appellent le gradient de pression, c'est-à-dire la variation de pression par unité de distance horizontale, que l'on exprime ici en millibars par degré géographique.

En d'autres termes, le gradient, ou la «pente», sera fort si l'on a une dépression de 990 mb et un anticyclone de 1010 mb situés à 1 000 km l'un de l'autre; il sera faible si ces valeurs sont, par exemple, de 1000 et 1010 mb pour un éloignement de 2 000 km.

Les météorologistes peuvent ainsi déterminer la vitesse du vent sur cartes; en considérant la distance en degrés qui sépare deux isobares, celles-ci étant des lignes d'égale pression tracées de 5 en 5 mb.

Pour ceux d'entre vous qui disposent de telles cartes, le tableau ci-dessous indique la vitesse correspondante, pour des isobares espacées de 1° à 5°, 1° géographique valant environ 110 km.

La vitesse du vent est généralement comprise entre 1 et 35 m par seconde (de 5 à 130 km/h), mais on a enregistré en 1928, aux États-Unis, des rafales de 320 km/h. Une telle vitesse est d'ailleurs très difficile à estimer, car les anémomètres, instruments de mesure de la vitesse du vent, sont généralement détruits au-delà de 200 km/h.

Sir Francis Beaufort, amiral britannique, a proposé en 1906 une échelle à douze degrés qui permet de définir la force du vent, non pas d'après sa vitesse mesurée, mais d'après ses effets sur terre et en mer. Cette échelle de Beaufort a été adoptée en 1926 à Vienne, lors d'une conférence de l'Union météorologique internationale. Nous la présentons à la section Installez votre station météo. Voir aussi: L'échelle de beaufort, Mesures atmosphériques

Si sa vitesse est inférieure à 20 km/h, le vent se déplace avec régularité. Au-delà, le frottement sur le sol crée des mouvements tourbillonnants qui le retardent localement et provoque ensuite des rafales, ou « coups de vent »; pour une vitesse de 60 km/h, on peut enregistrer des rafales de 100 km/h, au rythme de une toutes les dix à vingt secondes.

Il existe aussi des vents verticaux, dont on a pu estimer la vitesse en photographiant des nuages à grand développement vertical (cumulonimbus par exemple): elle est de 5 km/h en moyenne, les vents ascendants étant plus rapides que les vents descendants.

La puissance développée par le vent lorsqu'il souffle à grande vitesse est considérable. Un arbre arraché, une toiture enlevée sont autant de signes de cette puissance, ces dégâts pouvant survenir à partir de 80 km/h. Pour 145 km/h, la force développée atteint 100 kg/m2.

Même les vents faibles ont une action, par un effet de ciselage ou d'érosion, surtout s'ils sont chargés de sable; ils agissent alors à la manière d'un émeri. Les effets de transport dus au vent sont également importants, de la formation de dunes au transport des grains de pollen assurant la fécondation des plantes.

Cyclones et tornades

Le cyclone est une dépression tourbillonnaire qui se déplace à 30 km/h environ et subsiste en général une dizaine de jours; certains ont toutefois duré plus d'un mois et parcouru 15 000 km. À l'intérieur du cyclone, les vents (qui tournent dans le sens des aiguilles d'une montre dans l'hémisphère Nord) peuvent dépasser 100 km/h. Une masse d'air de basse pression n'est d'ailleurs baptisée cyclone que si cette vitesse excède 120 km/h.

Les plus violents sont les cyclones tropicaux. Ils se développent au-dessus d'océans recouverts de masses d'air chaud et humide, et se dissipent rapidement après avoir pénétré au-dessus des terres.

Ils se forment principalement en été, entre 5 et 20° de latitude, mais jamais au niveau de l'équateur lui-même, car l'amorçage du mouvement tourbillonnaire nécessite l'apport de la force déviante de Coriolis, provoquée par la rotation terrestre, qui n'intervient qu'après une certaine élévation en latitude.

Les cyclones sont baptisés de noms différents suivant leur origine géographique : ce sont des typhons dans le Pacifique, des willy-willies dans l'océan Indien et des ouragans (ou hurricanes) dans l'Atlantique.

Les plus fréquents sont les typhons. Ils naissent entre les îles Marshall et les Philippines, se dirigent droit sur le continent asiatique, avant de remonter vers le Japon et la Corée. Viennent ensuite les willy-willies, qui se forment au nord de l'Australie et balaient Madagascar ou le Sud-Est africain.

Enfin, les ouragans, qui frappent les Antilles et parfois la Floride, prennent naissance au large du Sénégal, pour se diriger vers l'Amérique centrale et le Mexique ou le sud-est des États-Unis (Floride, Louisiane).

Ceux qui sont déviés vers le nord longent la côte est des États-Unis et se transforment en cyclones extratropicaux, qui perdent progressivement de leur virulence à mesure qu'ils s'élèvent en latitude, puis terminent leur course en tempête sur la mer du Nord.

Les États-Unis sont affectés deux fois par an en moyenne, mais c'est seulement une fois tous les trois ans que l'on enregistre des dégâts réellement importants, avec arbres déracinés et habitations endommagées.

A l'approche d'un cyclone, l'air est étouffant et le ciel se charge de gros nuages, tandis que la vitesse du vent augmente. En bordure du tourbillon, le vent souffle généralement à 150 km/h, mais des rafales peuvent atteindre 300 km/h.

Puis le ciel s'éclaircit brusquement et le vent tombe, tandis que la température monte de 8 °C. Mais ce n'est là qu'un répit, qui correspond au passage de l'œil du cyclone, zone calme de 30 à 35 km de diamètre, parfois 50, qui va en s'évasant vers le haut. Tout autour de cet œil se dresse un véritable mur de cumulonimbus qui ne laisse filtrer que peu de lumière, donnant au ciel une teinte noire tant que sévit le cyclone lui-même.

À ce moment-là, les précipitations peuvent atteindre 500 mm à l'heure, soit au total 2 m d'eau. L'ensemble du cyclone est parfaitement symétrique et mesure de 200 à 900 km de diamètre, la moyenne se situant entre 500 et 650 km.

Il existe aussi des minicyclones, baptisés tornades, dont le diamètre ne dépasse pas 1 ou 2 km. Ce sont des tourbillons d'air d'une telle violence (le vent peut alors atteindre, localement, plus de 300 km/h) que des trains et des automobiles sont emportés.

Les tornades accompagnent des orages anormalement violents, qui précèdent généralement un front froid à 250 km. Visuellement, elles forment un entonnoir gris dont la pointe se vrille au niveau du sol, laissant un sillon dévasté sur 100 à 200 m de large seulement; à l'intérieur de l'entonnoir, la pression atmosphérique est si faible que des maisons peuvent littéralement exploser !

Au centre, le courant ascendant peut atteindre 300 km/h et soulever divers objets pour les faire retomber plus loin: c'est ainsi que les tornades provoquent des pluies de poissons et de grenouilles arrachés aux rivières et aux étangs; de même, de l'argile rouge mêlée à la pluie donne ce que l'on appelle des pluies de sang.

Les tornades, rares en Europe, sévissent surtout aux États-Unis, dans la vallée du Mississippi et de ses affluents, mais elles affectent aussi le Mexique et les pays d'Amérique centrale. Lorsqu'elles surviennent au-dessus d'étendues liquides, elles donnent des trombes d'eau. Celles-ci sont fréquentes de mai à octobre dans le golfe du Mexique.

L'humidité de l'air

L'air que nous respirons, nous le savons, contient de la vapeur d'eau, dont la quantité varie dans des proportions assez importantes. Toutefois, elle ne peut dépasser un certain maximum, qui est fonction de la température; cette limite correspond à ce que les météorologistes appellent la vapeur saturante.

Ainsi, à 0 °C, l'air peut renfermer près de 5 g d'eau par mètre cube. Mais cette capacité est portée à 10 g pour 11 °C et à 30 g pour 30 °C. C'est pourquoi l'air chaud peut contenir plus d'humidité que l'air froid.

L'humidité relative, ou degré hygrométrique de l'air, correspond au pourcentage d'eau réellement présent par rapport au volume maximal admissible à la température du moment.

Par exemple, si, par une température de 30 °C, chaque mètre cube d'air renferme 15 g d'eau, l'hygrométrie sera de 50 pour 100, puisque la quantité maximale admissible est de 30 g.

Ainsi, lorsqu'une masse d'air, contenant une certaine quantité de vapeur d'eau, se refroidit, son humidité relative augmente, alors que, si elle se réchauffe, l'humidité décroît.

Supposons que l'on refroidisse une masse d'air: son hygrométrie va croître et finira par atteindre 100 pour 100; à ce moment-là, l'air sera saturé et la vapeur d'eau qu'il contient devra se condenser; de minuscules gouttelettes apparaîtront alors pour former un nuage.

Ainsi, 1m³ d'air saturé à 30 °C cèdera 13 g d'eau s'il est refroidi à 20 °C.

Dans certains cas, cependant, notamment lorsque l'air est très pur (absence de poussières pouvant former des noyaux de condensation), la quantité de vapeur d'eau peut dépasser la limite admissible: il y a alors sursaturation.

Finalement, cette humidité de l'air va donner naissance à une très grande variété de phénomènes, qu'on désigne sous le nom à' hydrométéores.

Pourquoi pleut-il ?

Voir Aussi: Type de précipitation

Le premier des hydrométéores est évidemment la pluie.

La pluie, élément important du climat, est indispensable à la vie végétale: il n'est qu'à voir la densité de la végétation de l'Afrique centrale ou de l'Amazonie.

Suivant les climats, on enregistre ainsi d'énormes variations de la pluviosité: dans le haut Sahara, on ne compte que cinq jours de pluie par an, et certains déserts californiens ne voient pas une goutte d'eau pendant parfois plusieurs années.

Inversement, on enregistre annuellement plus de 8 000 mm de précipitations en Indonésie, où il pleut presque tous les jours. Retenons que la pluviosité moyenne annuelle, à l'échelle du globe, est de 1000 mm (650 mm à Paris).

 Sachez aussi qu'une forte averse peut débiter 100 mm d'eau à l'heure, cent fois plus qu'une petite pluie.

Mais pourquoi pleut-il ?

Nous avons vu que de l'air humide qui se refroidit donne naissance à un nuage : c'est ce que nous pouvons constater lorsque de la buée se forme au sortir de notre bouche, en hiver.

Toutefois, les gouttelettes résultant de cette condensation en nuage ne tombent pas, parce qu'elles sont de très petites dimensions (2/100 mm) et sont supportées par les courants ascendants qui circulent dans le nuage, développant une poussée égale ou supérieure à leur poids. Même en air calme, il leur faudrait une journée entière pour descendre de 1 km d'altitude.

Pour que la pesanteur devienne dominante, il faut que les gouttelettes du nuage aient un diamètre supérieur à 1 ou 2/10 de millimètre, ce qui suppose la réunion (coalescence) de plusieurs dizaines de milliers de gouttelettes originelles. Alors des gouttes d'eau tombent du nuage et atteignent le sol : c'est la pluie.

Mais on ne sait pas encore très bien si c'est l'agitation désordonnée des gouttelettes de vapeur d'eau au sein du nuage ou un phénomène d'attraction électrique qui provoquent cette coalescence. La réunion des gouttelettes d'eau se poursuit d'ailleurs pendant la descente, au point que leur diamètre atteint finalement 0,5 mm au niveau du sol pour les pluies fines et 2 mm pour les averses denses.

On a même vu des gouttes d'eau de 6 mm de diamètre à l'occasion de « grains » violents. La vitesse de chute de la pluie est en rapport avec le diamètre des gouttes, cette vitesse étant évidemment d'autant plus faible que le diamètre est réduit.

Dans un «crachin», la vitesse ne dépasse pas 1 m/s, soit 3 ou 4 km/h; en revanche, elle peut atteindre 12 m/s (près de 45 km/h) au cours d'une grosse averse. Mais, en moyenne, la pluie tombe à 3 m/s (10 à 15 km/h environ).

Le brouillard

Le brouillard est formé de microscopiques gouttelettes d'eau planant au-dessus du sol et diffusant fortement la lumière. Ce n'est donc pas autre chose qu'un nuage dont la base se situe au niveau du sol.

Il y a brouillard si la visibilité est inférieure à 1 km. Au-delà, on parle seulement de brume. Le brouillard est parfois si dense que la visibilité ne dépasse pas 40 m; la circulation routière devient alors très dangereuse.

Les décollages d'avions sont suspendus dès que la visibilité est inférieure à 350 m et les atterrissages si elle ne dépasse pas 800 m. Pour la navigation maritime, non seulement le brouillard mais aussi la brume sont dangereux.

On distingue essentiellement deux types de brouillards.

— Le brouillard de rayonnement est engendré par un refroidissement du sol et provoque la condensation de la vapeur d'eau de l'air, qui, en se refroidissant à ce contact, dépasse son point de saturation. C'est pourquoi ce brouillard se forme dans les zones basses et humides (vallées), surtout au petit matin. Mais il disparaît quelques heures après le lever du soleil.

Le brouillard de rayonnement ne se forme que si l'air est stable et le ciel clair. C'est pourquoi, après sa disparition, juste en fin de matinée, le temps est beau.

— Le brouillard de transport prend naissance lorsqu'un courant d'air chaud circule au-dessus d'une surface froide, lac ou rivière; on a alors l'impression que les eaux « fument ». Cette forme de brouillard disparaît dès que le vent se lève.

Citons également le brouillard d'évaporation (fréquent sur les mers polaires lorsqu'une masse d'air froid arrive sur une étendue d'eau plus chaude) et le brouillard d'advection (se formant près des côtes lorsqu'il y a une différence de température marquée entre terre et mer).

Le brouillard donne parfois lieu à une fine précipitation déjà évoquée: la bruine.

La rosée et le givre

Lorsque la quantité de vapeur d'eau présente dans l'air n'est pas très importante et que le sol se refroidit — ce qui arrive souvent la nuit, en été, si le ciel est dégagé —, il n'y a pas formation de brouillard mais de rosée.

De petites gouttelettes d'eau se condensent alors sur les surfaces froides, en particulier les parties basses des végétaux. C'est l'équivalent de ce que nous appelons la buée, qui se forme par exemple sur les bouteilles que l'on sort du réfrigérateur.

La rosée est un hydrométéore de faible volume: à peu près l'équivalent de 1/10 mm de pluie. Aussi s'évapore-t-elle rapidement dès les premiers rayons du soleil.

Si la température se situe au-dessous de 0 °C, la rosée se transforme en gelée blanche, ou en givre s'il fait vraiment très froid. Le givre dessine de magnifiques dentelles sur les branches des arbres.

On observe aussi, parfois, les deux effets simultanément : de la rosée sur un chemin et du givre sur l'herbe qui le borde ; tout simplement parce que la terre se refroidit moins vite.

Une puissante source d'énergie : les orages

L'éclair jaillit lorsque la différence de potentiel devient trop grande entre deux zones de charge électrique contraire. Les nuages d'orage sont les cumulonimbus et donnent lieu à des averses de pluie ou de grêle, accompagnées de rafales de vent.

Les orages sont des troubles de l'atmosphère provoqués par des décharges électriques.

Les gouttelettes d'eau et les cristaux de glace sont en effet chargés d'électricité statique, de charge généralement négative au centre du nuage, positive au-dessus et au-dessous.

S'il s'agit d'un nuage à grand développement vertical (type cumulonimbus), la différence de potentiel devient suffisante pour provoquer une décharge entre les diverses parties du nuage, d'un nuage à un autre, ou entre le nuage et le sol (un tiers des cas).

Cette décharge électrique, c'est l'éclair. Le tonnerre résulte de la soudaine dilatation de l'air ; c'est en quelque sorte l'onde de choc produite par l'éclair.

L'éclair correspond à la décharge d'un gigantesque condensateur dont le sol et le nuage orageux constitueraient les armatures ; l'air en est l'isolant.

Lorsqu'il ne peut plus jouer son rôle d'isolant, l'éclair jaillit, avec une intensité qui peut atteindre plusieurs milliers d'ampères, tandis que la différence de potentiel approche parfois le milliard de volts ! On estime qu'il se produit en moyenne un éclair toutes les deux secondes sur l'ensemble de la Terre.

Les orages abondent dans les zones équatoriales, chaudes et humides, où l'on en compte en moyenne dix par mois ; ils sont au contraire exceptionnels dans les régions polaires ou désertiques.

En France, ils sévissent surtout l'été, dans l'après-midi, à raison de vingt à vingt-cinq par an environ. Ils se produisent surtout dans le sud-ouest de la France, dans la vallée du Rhône et sur le versant est du Massif central ; ils sont rares sur le littoral breton.

L'arrivée d'un orage est annoncée par une soudaine irruption d'air froid, qui précède l'averse d'environ 5 km.

Les nuages orageux se déplacent généralement à 35 km/h et naissent au contact de deux masses d'air, l'une très chaude, l'autre très froide ; cette dernière, s'insinuant avec force sous la première, la soulève en provoquant la condensation soudaine de vapeur d'eau.

On distingue essentiellement trois stades dans la vie d'une formation orageuse :

— le stade cumulus : un cumulus au départ « inoffensif » se développe soudain avec une grande extension verticale, son sommet pouvant dépasser 8 000 m, avec des courants ascendants atteignant parfois 90 km/h (gare aux planeurs qui se font piéger dans cet ascenseur naturel !) ;

— le stade de maturité, à partir duquel les précipitations commencent, avec apparition de courants descendants et refroidissement de l'air ;

— le stade terminal, où il n'y a plus que des courants descendants, qui réchauffent le nuage, stoppant du même coup les averses, tandis que les vents en altitude étalent le sommet pour lui donner la forme d'une enclume.

Comment évaluer la distance d'un orage ?

Dans l'air à température de 20 °C, le son se propage à environ 330 m/s. Il lui faut donc 3 s pour parcourir 1 km.

Ainsi, en divisant par trois le temps écoulé (en secondes) entre l'éclair et le coup de tonnerre correspondant, on obtient la distance en kilomètres. La lumière de l'éclair, en effet, se déplace un million de fois plus rapidement, donc quasi instantanément.

Mais attention ! La distance ainsi obtenue est celle du nuage par rapport à vous ; la distance au sol est un peu plus faible.

Signalons également qu'il est très facile de photographier un éclair : il suffit de viser le nuage orageux, l'appareil étant fixe sur un pied et bloqué en pose ; si vous disposez d'une bague de diaphragmes, fermez-la au maximum, les éclairs étant très lumineux.

Les photos obtenues de nuit sont particulièrement spectaculaires. De jour, il faut masquer l'objectif (avec la main par exemple) entre deux prises de vue, pour éviter la surexposition du cliché par la lumière ambiante du paysage. De toute façon, il est inutile de prendre plus de deux ou trois éclairs sur le même cliché.

Ce qu'il ne faut pas faire pendant un orage

— Rester isolé au milieu d'un champ, la foudre s'écoulant toujours par l'objet le plus élevé et le plus «conducteur».
— Stationner à proximité des bateaux.
— S'abriter dans un cabanon en bois, bon conducteur de l'électricité.
— S'abriter sous un arbre, surtout s'il est élevé, ou se tenir à proximité d'un poteau télégraphique
    (éviter tout particulièrement les chênes et les peupliers) .
— Se protéger d'une pluie d'orage sous un parapluie à baleines métalliques ; il vaut mieux attraper un bon rhume !
— Se tenir dans un courant d'air, à l'intérieur d'une maison.
— Prendre un bain ou une douche, les canalisations et la robinetterie pouvant conduire la foudre.

Il est tout à fait inutile de couper le courant, contrairement à une croyance répandue ; évitez seulement de téléphoner. Si vous êtes en voiture, restez-y, vous êtes protégé.

En France, cent personnes sont mortellement frappées par la foudre chaque année.

Pour protéger les habitations de la foudre, il existe une arme : le paratonnerre.

Dans son principe, c'est une tige métallique (cuivre, platine) placée au sommet du bâtiment à protéger et reliée à la terre ; son but est de conduire à la terre la décharge électrique.

Ce type de paratonnerre fut inventé par Benjamin Franklin en 1752. Mais plus efficace est celui du Belge Melsens, qui consiste à encercler une habitation par des lignes métalliques reliées à des grilles ou à des plaques métalliques enfoncées dans le sol, réalisant ainsi une «cage de Faraday».

La zone normale de protection d'un paratonnerre se calcule en multipliant sa hauteur par le coefficient 1,7, sous réserve qu'il n'y ait pas d'autres objets élevés à proximité. Pour une maison de 7 m de haut, le rayon de protection est donc de 12 m.

La grêle et ses méfaits

Les orages s'accompagnent souvent d'averses de grêle.

Il s'agit de gouttes d'eau gelées, de grandes dimensions, qui naissent à la faveur de courants ascensionnels très rapides à l'intérieur d'un nuage d'orage ; au cours de cette montée, des couches de glace successives enrobent le premier noyau, jusqu'à atteindre plus de 5 mm de diamètre ; on a compté ainsi jusqu'à vingt-cinq couches successives.

Des diamètres dix fois supérieurs sont assez courants, mais il faut une ascendance de 400 km/h pour soutenir un grêlon de 12 cm de diamètre, et ce n'est pas là un record.

La grêle peut causer des dégâts considérables. Aussi les averses de grêle, qui détruisent parfois des récoltes entières, sont-elles redoutées des agriculteurs. Citons le cas de cette averse exceptionnellement meurtrière qui s'abattit sur l'Inde le 30 avril 1888, tuant 250 personnes et 1600 vaches...

Une averse de grêle particulièrement intense frappa aussi 1 000 communes de France la veille même de la prise de la Bastille.

Entre la grêle et la pluie existe un stade intermédiaire : le grésil. Il s'agit de gouttes d'eau gelées, translucides, de 2 à 5 mm de diamètre.

L'infinie beauté des cristaux de neige

Avec la grêle et le grésil, la neige appartient à la catégorie des hydrométéores solides.

Au départ, la neige a une structure hexagonale, cristallisée, puis se déforme en tombant pour prendre l'aspect des flocons bien connus. Si la température au sol est trop élevée, ces flocons s'apparentent à de grosses gouttes de pluie et donnent ce que l'on appelle communément de la «neige fondue».

Ce sont les poussières en suspension dans l'air (sables, cendres, micrométéorites, etc.) qui constituent les noyaux microscopiques sur lesquels la vapeur d'eau se cristallise pour former de la neige. Cela se produit lorsque l'air est sursaturé, c'est-à-dire refroidi au-dessous de son point de saturation par une température inférieure à 0 °C.

Les flocons de neige tombent lentement (2 km/h), car ils offrent une résistance à l'air supérieure à celle des gouttes de pluie.

Fondue, la neige représente une quantité d'eau minime : il faut 100 litres de neige pour obtenir un verre d'eau ! Mais la neige peut avoir une grande densité de chute : 30 000 flocons à l'heure, au mètre carré.

Flocons de Neige