Chapitre 4
Global or Planetary & Local Atmospheric Circulatory Systems
Lecture : 27 minQuiz de 12 questions
# Global or Planetary & Local Atmospheric Circulatory Systems
## Objectifs et prérequis
**Objectifs** : À l’issue de ce chapitre, l’élève sera capable de :
- Expliquer les principes des systèmes de pression atmosphérique et leur rôle dans la circulation générale.
- Décrire les mouvements verticaux de l’atmosphère en lien avec la stabilité et l’instabilité.
- Analyser les mouvements horizontaux à l’échelle globale et leur influence sur les vents planétaires.
- Identifier les caractéristiques des vents mésoéchelle tropicaux et leur impact régional.
- Décrire les vents locaux, leurs mécanismes et leurs effets sur le climat camerounais et africain.
- Interpréter des cartes météorologiques simples liées à la pression, au vent et à la stabilité.
- Résoudre des problèmes types liés à la circulation atmosphérique en contexte d’examen.
**Prérequis** : Notions de base sur l’atmosphère terrestre (composition, stratification), l’effet de serre, le bilan radiatif terrestre, les unités de pression (hPa, mb), la température potentielle, et la lecture de cartes isobariques simples.
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## Introduction
La circulation atmosphérique résulte de l’interaction entre le chauffage solaire inégal de la Terre, la rotation planétaire (effet Coriolis), et les propriétés physiques de l’air (densité, viscosité, chaleur spécifique). Elle se manifeste à différentes échelles : planétaire (globale), mésoéchelle (régionale), et locale. Ce chapitre examine ces échelles successivement, en commençant par les systèmes de pression qui déclenchent les mouvements d’air, puis en analysant les mouvements verticaux (stabilité/instabilité), suivis des mouvements horizontaux à l’échelle globale, des vents mésoéchelle tropicaux, et enfin des vents locaux. Chaque niveau d’échelle influence le climat, les précipitations, et les conditions de vie, particulièrement en Afrique centrale et au Cameroun, où la mousson ouest-africaine, les brises de vallée et les vents de montagne jouent un rôle crucial dans l’agriculture et la gestion des ressources en eau.
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## I. Lesson 13. Pressure systems
### Contexte
Les systèmes de pression sont des zones où la pression atmosphérique diffère significativement de la moyenne environnante. Ils sont les moteurs primaires de tous les mouvements d’air, car l’air se déplace des zones de haute pression vers les zones de basse pression pour rétablir l’équilibre. Leur formation est liée au chauffage différentiel de la surface terrestre, à la subsidence ou à la convergence d’air en altitude, et à la rotation terrestre.
### Définitions et faits clés
> **Pression atmosphérique** : Force exercée par le poids de l’air au-dessus d’une unité de surface, mesurée en hectopascals (hPa) ou millibars (mb). La pression moyenne au niveau de la mer est de 1013,25 hPa.
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> **Système de basse pression (dépression)** : Zone où la pression est inférieure à celle des régions environnantes. Associée à l’air montant, au refroidissement adiabatique, à la condensation, aux nuages et aux précipitations.
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> **Système de haute pression (anticyclone)** : Zone où la pression est supérieure à celle des régions environnantes. Associée à l’air descendant, au réchauffement adiabatique, à la subsidence, au ciel dégagé et à la stabilité.
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> **Gradient de pression** : Taux de variation de la pression sur une distance horizontale. Plus le gradient est fort, plus le vent est fort (loi du gradient de pression).
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> **Vent géostrophique** : Vent résultant de l’équilibre entre la force du gradient de pression et la force de Coriolis, valable à l’altitude où le frottement est négligeable (au-dessus de ~1 km).
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> **Cyclone et anticyclone** : En hémisphère nord, les vents tournent dans le sens inverse des aiguilles d’une montre autour d’une basse pression (cyclonique) et dans le sens des aiguilles d’une montre autour d’une haute pression (anticyclonique). En hémisphère sud, le sens est inversé.
### Causes et conséquences
Les systèmes de pression se forment principalement par :
- **Chauffage différentiel** : Le réchauffement intense des tropiques crée une basse pression thermique (ex. : dépression équatoriale), tandis que le refroidissement des pôles crée des hautes pressions froides.
- **Subsidence dynamique** : Dans les cellules de Hadley, l’air monte à l’équateur, se déplace vers les pôles en altitude, puis redescend autour de 30° de latitude, formant la ceinture subtropicale de hautes pressions.
- **Convergence en altitude** : Peut provoquer une baisse de pression au sol (ex. : courants-jets en divergence au-dessus d’une zone favorisent la dépression de surface).
- **Divergence en altitude** : Favorise la montée d’air et la formation de dépressions de surface (ex. : au-dessus des zones de convergence des courants-jets).
**Conséquences** :
- Les dépressions entraînent du temps nuageux, pluvieux, et parfois orageux.
- Les anticyclones apportent du temps sec, stable, souvent avec brouillard ou stratus en hiver, et chaleur sèche en été.
- Le déplacement des systèmes de pression (ex. : dépressions atlantiques) gouverne la variabilité météorologique quotidienne et saisonnière.
- En Afrique de l’Ouest, le déplacement nord-sud de la zone de convergence intertropicale (ZCIT), associée à une bande de basse pression, contrôle l’arrivée et le retrait de la mousson.
### Exemples concrets (Cameroun et Afrique)
- Au Cameroun, la **basse pression thermique du Sahara** en été renforce le flux de mousson venant de l’Atlantique, apportant les pluies de mai à octobre dans le sud et le centre.
- En hiver, l’**anticyclone saharien** s’étend vers le sud, apportant l’harmattan (vent sec et poussiéreux du nord-est) sur le nord du Cameroun.
- La **dépression de Guinée** (basse pression côtière en été) favorise l’orographie pluviométrique sur les montagnes du Cameroun occidental (Mont Cameroun, Bamboutos).
- En Afrique du Sud, l’**anticyclone de l’Atlantique Sud** influence le climat méditerranéen du Cap en hiver et la sécheresse estivale.
### Vocabulaire à retenir
Pression atmosphérique, système de basse pression, système de haute pression, gradient de pression, vent géostrophique, cyclonique, anticyclonique, subsidence, convergence, divergence, ZCIT, harmattan, mousson ouest-africaine.
### Exemple de sujet type examen avec plan
**Sujet** : Expliquer la formation des systèmes de pression à l’échelle globale et leur influence sur le climat du Cameroun, en faisant référence à la ZCIT et à l’anticyclone saharien.
**Plan** :
I. Formation des systèmes de pression à l’échelle globale
A. Chauffage différentiel et basses pressions thermiques (équateur)
B. Subsidence dans les cellules de Hadley et hautes pressions subtropicales
C. Rôle de la rotation terrestre (effet Coriolis) sur la forme des systèmes
II. Influence sur le climat du Cameroun
A. Mouvement nord-sud de la ZCIT et saison des pluies (mai–octobre)
B. Étendue de l’anticyclone saharien en hiver et arrivée de l’harmattan
C. Interaction avec l’orographie : pluies accrues sur les montagnes de l’Ouest
III. Conclusion : Synthèse sur le rôle des systèmes de pression comme régulateurs du climat camerounais
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## II. Lesson 14. Vertical motions (atmospheric instability and atmospheric stability)
### Contexte
Les mouvements verticaux de l’air sont fondamentaux pour la formation des nuages, des précipitations, et des phénomènes météorologiques violents. Leur occurrence dépend de la **stabilité atmosphérique**, qui décrit la tendance d’un paquet d’air à résister ou à amplifier un déplacement vertical. Cette stabilité est déterminée par le profil vertical de la température (lapse rate) comparé aux taux adiabatiques de l’air sec et saturé.
### Définitions et faits clés
> **Lapse rate environnemental** : Taux de diminution de la température avec l’altitude dans l’atmosphère réelle, mesuré en °C/km.
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> **Taux adiabatique sec (DALR)** : Taux de refroidissement d’un paquet d’air sec qui monte adiabatiquement (sans échange de chaleur) : ~9,8 °C/km.
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> **Taux adiabatique saturé (SALR)** : Taux de refroidissement d’un paquet d’air saturé en vapeur d’eau qui monte adiabatiquement : variable, généralement entre 4 et 9 °C/km (dépend de la température et de la pression).
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> **Paquet d’air** : Volume imaginaire d’air auquel on attribue des propriétés thermodynamiques uniformes, utilisé pour analyser la stabilité.
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> **Stabilité absolue** : Lapse rate environnemental < SALR → le paquet d’air est toujours plus froid que son environnement lorsqu’il monte → il redescend spontanément → atmosphère très stable.
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> **Stabilité conditionnelle** : DALR > lapse rate environnemental > SALR → le paquet d’air est stable s’il est sec, mais instable s’il est saturé → condition pour les orages.
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> **Instabilité absolue** : Lapse rate environnemental > DALR → le paquet d’air reste plus chaud que son environnement lorsqu’il monte → il continue à monter spontanément → forts courants ascendants, nuages cumuliformes, orages.
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> **Inversion de température** : Couche où la température augmente avec l’altitude (lapse rate négatif) → extrêmement stable → bloque les mouvements verticaux, favorise la pollution et le brouillard.
>
> **CAPE (Convective Available Potential Energy)** : Énergie potentielle disponible pour la convection, mesurée en J/kg. Plus le CAPE est élevé, plus le potentiel orageux est fort.
### Causes et conséquences
Les mouvements verticaux sont déclenchés par :
- **Forçage mécanique** : Relief (air forcé à monter le long d’une pente), convergence en basse couche (ex. : fronts, brises de mer).
- **Forçage thermique** : Chauffage de surface (ex. : sols arides en journée) → création de thermiques.
- **Instabilité convective** : Lorsque l’air inférieur est chaud et humide, et l’air supérieur froid et sec → profil conditionnellement instable → déclenchement des orages si un mécanisme de soulèvement existe (front, relief, convergence).
**Conséquences** :
- **Stabilité** : Temps sec, ciel dégagé ou stratus bas, fumée qui se répand horizontalement, mauvaise dispersion des polluants.
- **Instabilité conditionnelle** : Formation de nuages cumulus congestus, puis cumulonimbus si déclenché → orages, grêle, vents violents, fortes pluies.
- **Instabilité absolue** : Rare, mais peut conduire à des orages très violents et persistants (supercellules).
- **Inversions** : Piègent les polluants près du sol (ex. : villes en vallée comme Yaoundé en harmattan), réduisent la visibilité, aggravent les problèmes respiratoires.
### Exemples concrets (Cameroun et Afrique)
- Au Cameroun, les **orages de l’après-midi** pendant la saison des pluies sont dus à l’instabilité conditionnelle : l’air chaud et humide provenant de la forêt équatoriale monte, se refroidit adiabatiquement, atteint son point de rosée, et forme des cumulonimbus.
- Dans le **Nord-Cameroun**, pendant l’harmattan, des **inversions de température** fréquentes piègent la poussière et réduisent la visibilité à moins de 1 km, affectant le transport routier et aérien.
- Les **plages de brise de mer** le long de la côte camerounaise (ex. : près de Douala) déclenchent des courants ascendants en journée, favorisant les averses côtières.
- En Afrique de l’Est, le **Rift Valley** génère des courants ascendants le long des falaises, déclenchant des orages locaux même en période relativement sèche.
- Le **CAPE élevé** observé au-dessus du lac Tchad en période pré-mousson est corrélé à la fréquence des orages violents qui précèdent l’arrivée de la mousson.
### Vocabulaire à retenir
Lapse rate environnemental, taux adiabatique sec (DALR), taux adiabatique saturé (SALR), paquet d’air, stabilité absolue, stabilité conditionnelle, instabilité absolue, inversion de température, CAPE, thermique, nuage cumulonimbus, orage, grêle.
### Exemple de sujet type examen avec plan
**Sujet** : Décrire les conditions nécessaires à la formation d’un orage dans le contexte camerounais, en expliquant le rôle de la stabilité atmosphérique et du CAPE.
**Plan** :
I. Conditions de base pour un orage
A. Présence d’air chaud et humide dans les basses couches
B. Air froid et sec en altitude (profil conditionnellement instable)
C. Mécanisme de soulèvement (relief, convergence, front)
II. Rôle de la stabilité atmosphérique
A. Comparaison du lapse rate environnemental aux taux adiabatiques
B. Stabilité conditionnelle comme prérequis pour l’orage
C. Effet des inversions : inhibition de la convection
III. Importance du CAPE
A. Définition et unités (J/kg)
B. Relation entre CAPE élevé et intensité des courants ascendants
C. Exemples de valeurs de CAPE observées au Cameroun et leur signification
IV. Conclusion : Synthèse sur les facteurs déclenchant les orages en contexte tropical camerounais
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## III. Lesson 15. Horizontal motions
### Contexte
Les mouvements horizontaux de l’air, ou vents, résultent de l’équilibre entre plusieurs forces agissant sur l’air en mouvement : la force du gradient de pression (FGP), la force de Coriolis (FC), et la force de frottement (près du sol). À différentes altitudes et latitudes, différents équilibres dominent, donnant lieu à des types de vents spécifiques : géostrophique, gradient, cyclostrophique, et thermique. Ces mouvements sont à la base de la circulation générale de l’atmosphère.
### Définitions et faits clés
> **Force du gradient de pression (FGP)** : Force par unité de masse dirigée de la haute pression vers la basse pression, perpendiculairement aux isobares. Proportionnelle au gradient de pression.
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> **Force de Coriolis (FC)** : Force apparente due à la rotation terrestre, dirigée vers la droite dans l’hémisphère nord, vers la gauche dans l’hémisphère sud. Proportionnelle à la vitesse du vent et au sinus de la latitude.
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> **Force de frottement** : Force opposée au mouvement de l’air, significative dans la couche limite planétaire (inférieure à ~1 km), due à la rugosité de la surface.
>
> **Vent géostrophique** : Équilibre entre FGP et FC uniquement. Valable au-dessus de la couche limite, où le frottement est négligeable. Le vent souffle parallèlement aux isobares, avec la basse pression à gauche dans l’hémisphère nord.
>
> **Vent gradient** : Équilibre entre FGP, FC, et force centrifuge (due à la courbure de la trajectoire). Valable autour des systèmes de pression (cyclones et anticyclones). Dans un cyclone, le vent gradient est inférieur au vent géostrophique ; dans un anticyclone, il est supérieur.
>
> **Vent thermique** : Vent résultant d’un gradient de température horizontal à travers une couche d’air. Lié au cisaillement thermique du vent avec l’altitude (équation du vent thermique).
>
> **Couche limite planétaire** : Couche inférieure de l’atmosphère où le frottement avec la surface influence significativement le vent. Épaisseur variable (100 m à 2 km), plus épaisse de jour (convection) que de nuit (stabilité).
>
> **Déviation vers la gauche** : Dans l’hémisphère nord, le vent de surface est dévié vers la gauche par rapport au vent géostrophique en raison du frottement (angle de 10° à 30°).
### Causes et conséquences
Les mouvements horizontaux sont causés par :
- **Gradient de pression** : Force motrice principale. Sans différence de pression, pas de vent organisé.
- **Rotation terrestre (effet Coriolis)** : Déflecte le vent, empêchant un écoulement direct de haute à basse pression. Essentiel pour la formation des gyres et des courants-jets.
- **Frottement de surface** : Réduit la vitesse du vent près du sol et modifie sa direction, particulièrement important pour les prévisions météorologiques locales et l’énergie éolienne.
- **Gradient de température horizontal** : Génère un cisaillement du vent avec l’altitude (vent thermique), contribuant aux courants-jets et aux systèmes frontaux.
**Conséquences** :
- Le vent géostrophique permet de prédire la direction du vent à partir des isobares sur une carte météorologique.
- Le vent gradient explique pourquoi les vents sont plus faibles dans les dépressions et plus forts dans les anticyclones à même gradient de pression.
- Le vent thermique contribue à la formation du courant-jet polaire et subtropical, qui gouvernent le déplacement des systèmes dépressionnaires.
- Dans la couche limite, le frottement provoque l’évacuation d’air vers l’extérieur des anticyclones et l’afflux vers l’intérieur des dépressions, influençant la subsidence et la convergence.
- Le déviation vers la gauche (NH) explique pourquoi, autour d’une dépression, l’air tourne dans le sens inverse des aiguilles d’une montre mais avec une composante radiale vers le centre (convergence en basse couche).
### Exemples concrets (Cameroun et Afrique)
- Sur une carte isobarique du Cameroun en saison sèche, les isobares parallèles indiquent un vent géostrophique du nord-est (harmattan), confirmé par les observations aux stations de Ngaoundéré et Garoua.
- Lors du passage d’une dépression atlantique au large de l’Afrique de l’Ouest, le vent gradient autour du système est plus faible que le vent géostrophique correspondant, ce qui se traduit par des rafales moins fortes que prévu près du centre.
- Le **courant-jet subtropical** situé autour de 20°-30° de latitude Nord influence l’altitude et la vitesse des systèmes dépressionnaires qui atteignent le Nord-Cameroun en hiver, modérant parfois l’intensité de l’harmattan.
- La **brise de mer** le long de la côte camerounaise est un vent thermique : le chauffage différentiel de la terre et de la mer crée un gradient de température horizontal, provoquant un vent de mer vers l’intérieur des terres en journée.
- Dans le **Nord du Cameroun**, la couche limite est souvent très stable la nuit pendant l’harmattan, réduisant le mélange vertical et permettant au vent de surface de maintenir une direction constante du nord-est avec peu de variation.
### Vocabulaire à retenir
Force du gradient de pression, force de Coriolis, force de frottement, vent géostrophique, vent gradient, vent thermique, couche limite planétaire, déviation vers la gauche, isobares, courant-jet, brise de mer, harmattan.
### Exemple de sujet type examen avec plan
**Sujet** : Expliquer pourquoi, à l’échelle synoptique, le vent observé près du sol diffère du vent géostrophique prédit à partir des isobares, en faisant référence aux forces en jeu et à la couche limite.
**Plan** :
I. Vent géostrophique : hypothèse et limites
A. Définition : équilibre FGP = FC
B. Valable uniquement au-dessus de la couche limite, sans frottement
II. Influence de la force de frottement
A. Réduction de la vitesse du vent près du sol
B. Modification de la direction : déviation vers la gauche (NH)
C. Épaisseur variable de la couche limite (jour/nuit, stabilité)
III. Effet de la courbure des trajectoires : vent gradient
A. Ajout de la force centrifuge autour des systèmes de pression
B. Vent gradient < vent géostrophique dans les dépressions
C. Vent gradient > vent géostrophique dans les anticyclones
IV. Synthèse : facteurs expliquant la différence entre vent observé et vent géostrophique
A. Frottement de surface (couche limite)
B. Courbure des isobares (systèmes cycloniques/anticycloniques)
C. Gradient de température horizontal (vent thermique, moins dominant à l’échelle synoptique)
V. Conclusion : Importance de prendre en compte ces facteurs pour la prévision météorologique locale
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## IV. Lesson 16. Tropical Mesoscale winds
### Contexte
Les vents mésoéchelle opèrent à des échelles spatiales de 2 à 2000 km et des durées de quelques heures à deux jours. Dans les tropiques, ils jouent un rôle crucial dans le transport d’humidité, l’initiation de la convection, et la modulation de la mousson. Ils comprennent les brises de terre et de mer, les vents de montagne et de vallée, les courants-jets de basse altitude (LLJ), et les fronts de densité (comme les fronts de goutte froide). Contrairement à l’échelle planétaire, la rotation terrestre a moins d’influence relative, et les contrastes de température de surface (terre-mer, pente, utilisation des sols) deviennent des moteurs dominants.
### Définitions et faits clés
> **Échelle mésoéchelle** : Phénomènes météorologiques avec une échelle horizontale de 2 à 2000 km et une durée de vie de quelques heures à 2 jours.
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> **Brise de mer** : Vent soufflant de la mer vers la terre en journée, dû au chauffage plus rapide de la terre par rapport à l’eau.
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> **Brise de terre** : Vent soufflant de la terre vers la mer la nuit, dû au refroidissement plus rapide de la terre.
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> **Vent de vallée** : Vent soufflant vers le haut de la vallée en journée, dû au chauffage différentiel des pentes.
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> **Vent de montagne** : Vent soufflant vers le bas de la vallée la nuit, dû au refroidissement des pentes et à l’air plus dense qui descend par gravité.
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> **Courant-jet de basse altitude (LLJ)** : Vent fort situé entre 100 m et 2 km d’altitude, fréquent dans les tropiques la nuit, associé à la mousson ouest-africaine.
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> **Front de densité** : Zone de séparation entre deux masses d’air de densité différente (souvent température et humidité), pouvant déclencher la convection (ex. : front de goutte froide issu d’un orage).
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> **Oscillation de terre-mer** : Alternance quotidienne des brises de mer et de terre, influencée par la taille du corps d’eau et la capacité thermique du sol.
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> **Vent katabatique** : Vent de descente d’air froid le long d’une pente, dû à la gravité (ex. : vent de montagne, air froid provenant d’un glacier ou d’un plateau enneigé).
>
> **Vent anabatique** : Vent de montée d’air chaud le long d’une pente, dû au chauffage de la pente par rayonnement solaire.
### Causes et conséquences
Les vents mésoéchelle tropicaux sont causés par :
- **Chauffage différentiel de surface** : Terre vs eau, pente exposée vs ombragée, sol nu vs végétation.
- **Refroidissement différentiel de surface** : Perte radiative nocturne plus forte sur la terre que sur l’eau, ou sur les sommets exposés.
- **Forçage dynamique** : Écoulement d’air autour d’obstacles (relief), ou convergence due à des contrastes de température (ex. : brise de mer rencontrant un courant de terre).
- **Oscillations inertielles** : Dans le cas des LLJ, décrochage nocturne du vent par rapport au vent géostrophique dû à la stabilité accrue et à la réduction du frottement efficace.
**Conséquences** :
- Les **brises de mer** transportent l’humidité marine vers l’intérieur des terres, favorisant la convection et les pluies côtières et proches-côtières (ex. : Douala, Kribi).
- Les **brises de terre** peuvent assécher les côtes la nuit, mais leur effet est généralement faible comparé à la brise de mer diurne.
- Les **vents de vallée** élèvent l’air chaud et humide des vallées vers les sommets, déclenchant des orages orographiques (ex. : montagnes de l’Ouest Cameroun).
- Les **vents de montagne** (katabatiques) peuvent provoquer du gel dans les vallées intérieures la nuit, même en zone tropicale, si l’altitude est suffisante (ex. : hauts plateaux de l’Ouest Cameroun).
- Le **LLJ ouest-africain** transporte l’humidité du Golfe de Guinée vers le Sahel la nuit, permettant à la convection de se déclencher après le coucher du soleil, ce qui est crucial pour la mousson.
- Les **fronts de densité** issus d’orages peuvent déclencher de nouvelles cellules convectives par effet de frontière (arête de goutte froide), entraînant des systèmes orageux linéaires ou en arc.
### Exemples concrets (Cameroun et Afrique)
- À **Douala**, la brise de mer diurne est observée presque quotidiennement pendant la saison des pluies, avec un onset vers 10h-11h locales et un renforcement l’après-midi, coïncidant avec la fréquence maximale des averses.
- Dans la **vallée du Nkam** (Ouest Cameroun), les vents de vallée montants l’après-midi transportent l’air chaud de la vallée vers les pentes du Bamboutos, déclenchant des orages qui arrosent les plantations de café et de bananier.
- Sur les **hauts plateaux de l’Ouest** (ex. : autour de Foumban), des vents de montagne katabatiques nocturnes peuvent descendre l’air froid des sommets vers les vallées, provoquant des températures proches de 0°C dans les creux malgré une latitude tropicale.
- Le **LLJ ouest-africain**, bien que centré au Sahel, influence le Nord-Cameroun : des vents forts à 1500 m d’altitude sont observés la nuit pendant la mousson, transportant l’humidité et soutenant les systèmes convectifs nocturnes.
- En **Afrique de l’Est**, les brises du lac Victoria génèrent des convergences quotidiennes qui déclenchent des orages presque chaque après-midi sur les rives du lac, un phénomène bien documenté autour de Kampala et Kisumu.
- Les **fronts de goutte froide** issus d’orages isolés au Cameroun peuvent déclencher de nouvelles cellules à leur bordure, entraînant des lignes d’orages qui se propagent sur plusieurs dizaines de kilomètres.
### Vocabulaire à retenir
Échelle mésoéchelle, brise de mer, brise de terre, vent de vallée, vent de montagne, courant-jet de basse altitude (LLJ), front de densité, front de goutte froide, oscillation de terre-mer, vent katabatique, vent anabatique, LLJ ouest-africain.
### Exemple de sujet type examen avec plan
**Sujet** : Décrire le mécanisme et l’impact des brises de terre et de mer sur le climat côtier du Cameroun, en faisant référence au chauffage différentiel et à la convection.
**Plan** :
I. Mécanisme de la brise de mer
A. Chauffage plus rapide de la terre que de l’eau en journée
A. Création d’une basse pression thermique sur la terre, haute pression sur la mer
B. Vent de surface de la mer vers la terre (brise de mer)
C. Soulèvement de l’air marin humide, refroidissement adiabatique, formation de nuages et averses côtières
II. Mécanisme de la brise de terre
A. Refroidissement plus rapide de la terre que de l’eau la nuit
B. Création d’une haute pression thermique sur la terre, basse pression sur la mer
C. Vent de surface de la terre vers la mer (brise de terre)
D. Effet généralement asséchant, mais limité en intensité et durée
III. Impact sur le climat côtier camerounais
A. Brise de mer : transporte l’humidité marine vers l’intérieur, favorise les pluies de l’après-midi sur la côte et le proche intérieur (ex. : Douala, Kribi)
B. Brise de terre : faible impact net sur les précipitations, mais peut contribuer à la nuit sèche
C. Oscillation quotidienne : régime de vent diurne marqué, influençant la température maximale et l’heure de début des pluies
IV. Conclusion : Synthèse sur le rôle des brises de terre-mer comme modulateurs locaux du régime pluviométrique côtier camerounais
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## V. Lesson 17. Local winds
### Contexte
Les vents locaux sont des phénomènes atmosphériques de très petite échelle (généralement moins de 2 km d’étendue horizontale et moins d’une heure de durée), fortement influencés par la topographie immédiate, les propriétés de la surface (albédo, humidité, végétation), et les échanges de chaleur locaux. Ils comprennent les tourbillons de poussière (dust devils), les rafales descendantes des orages (downbursts, microbursts), les vents de falaise, et certains types de brises très localisées. Bien que de petite échelle, ils peuvent avoir des impacts significatifs sur la sécurité, l’agriculture, et les infrastructures, particulièrement dans les régions arides ou montagneuses.
### Définitions et faits clés
> **Tourbillon de poussière (dust devil)** : Colonne d’air tournant verticalement, formée par le chauffage intense d’une surface plane et sèche (ex. : champ, désert, piste d’atterrissage), sous des conditions de faible vent de fond et de forte instabilité locale.
>
> **Downburst** : Rafale descendante d’air froid provenant d’un orage, qui frappe le sol et se répand horizontalement. Peut causer des dégâts similaires à une tornade.
>
> **Microburst** : Downburst de moins de 4 km de diamètre, durée typique de 2 à 5 minutes. Très dangereux pour l’aviation (phénomène de cisaillement du vent lors de l’approche ou du décollage).
>
> **Macroburst** : Downburst de plus de 4 km de diamètre.
>
> **Vent de falaise** : Vent local accéléré par le effet de venturi lorsqu’il est forcé de passer à travers une étroite ouverture dans un relief (ex. : col de montagne).
>
> **Effet de venturi** : Augmentation de la vitesse d’un fluide lorsqu’il passe à travers une section restreinte, dû à la conservation de la masse et de l’énergie (principe de Bernoulli adapté à l’air).
>
> **Cisaillement du vent** : Variation de la vitesse et/ou de la direction du vent sur une courte distance verticale ou horizontale. Critique pour l’aviation et la stabilité des structures.
>
> **Vortex de température** : Tourbillon formé par des contrastes de température très locaux (ex. : bord d’un champ chaud et d’une ombre froide), moins courant que les dust devils mais possible.
>
> **Seuil de formation des dust devils** : Nécessite généralement un gradient de température vertical fort près du sol (superadiabatique), un sol sec et peu végétalisé, et un vent de fond faible (< 3-5 m/s).
### Causes et conséquences
Les vents locaux sont causés par :
- **Chauffage local intense et inhomogène** : Surfaces sèches et sombres (asphalte, sol nu) chauffent davantage que les surfaces claires ou végétalisées, créant des poches d’air chaud qui montent et peuvent commencer à tourner si il y a une légère cisaillement.
- **Refroidissement évaporatif dans les orages** : La pluie qui s’évapore dans l’air sec sous l’orage refroidit cet air, le rendant plus dense ; il descend alors brusquement en downburst.
- **Accélération par le relief** : Le vent est contraint de passer à travers des gorges, des cols, ou entre des bâtiments, augmentant sa vitesse selon la loi de continuité et le principe de Bernoulli.
- **Contrastes thermiques très locaux** : Aux frontières entre des surfaces très différentes (ex. : route chaude et champ frais), des tourbillons peuvent se former par cisaillement thermique.
**Conséquences** :
- Les **dust devils** sont généralement faibles et de courte durée, mais peuvent réduire la visibilité sur les routes, soulever des débris légers, et sont parfois confondus avec des tornades.
- Les **downbursts et microbursts** sont extrêmement dangereux pour l’aviation : un avion rencontrant un microburst lors de l’approche peut perdre soudainement de la portance et descendre malgré une poussée maximale.
- Ils peuvent endommager les cultures, renverser des structures légères (tentes, panneaux), et soulever de la poussière qui réduit la visibilité et aggrave les problèmes respiratoires.
- Les **vents de falaise** peuvent augmenter significativement la vitesse du vent dans des locaux étroits, augmentant le risque de dommages éoliens et influençant la dispersion des polluants ou des odeurs.
- En milieu agricole, les dust devils fréquents peuvent éroder le sol superficiel, particulièrement dans les zones de culture du Nord-Cameroun pendant la saison sèche.
### Exemples concrets (Cameroun et Afrique)
- Dans le **Nord-Cameroun**, pendant la saison sèche, des **dust devils** sont fréquemment observés au-dessus des champs de mil et de sorgho en fin de matinée, particulièrement autour de Maroua et Kousséri, lorsque le sol est chaud et sec et que le vent de fond est faible.
- Les **microbursts** associés aux orages violents du Sud-Cameroun (ex. : région de Yaoundé) ont été impliqués dans des incidents d’aviation légère, bien que non toujours documentés comme tels en raison du manque de radar Doppler.
- Dans les **montagnes de l’Ouest Cameroun**, les **vents de falaise** le long des gorges comme celle du fleuve Nkam près de Bangangté peuvent atteindre des vitesses locales nettement supérieures au vent régional, affectant les toits des habitations et les cultures en terrasses.
- En **Afrique du Sud**, les dust devils sont courants dans le désert du Kalahari et sont parfois utilisés comme indicateur de la stabilité thermique de la surface.
- Au **Sahara**, les dust devils peuvent atteindre plusieurs centaines de mètres de hauteur et sont visibles sur les images satellitaires comme des traînée de poussière spiralée.
- Dans les **villes camerounaises** comme Douala ou Yaoundé, les contrastes thermiques entre les toits en tôle chaude et les rues ombragées peuvent générer de petits tourbillons d’air visibles par la poussière ou les feuilles soulevées, particulièrement en après-midi pendant la saison sèche.
### Vocabulaire à retenir
Tourbillon de poussière (dust devil), downburst, microburst, macroburst, vent de falaise, effet de venturi, cisaillement du vent, vortex de température, superadiabatique, vent de fond faible, érosion éolienne, aviation légère.
### Exemple de sujet type examen avec plan
**Sujet** : Expliquer la formation d’un dust devil dans le contexte du Nord-Cameroun pendant la saison sèche, en faisant référence aux conditions de surface et à la stabilité atmosphérique locale.
**Plan** :
I. Conditions nécessaires à la formation d’un dust devil
A. Surface sèche, peu végétalisée, et de faible albédo (ex. : sol nu, champ récolté)
B. Chauffage intense de la surface par rayonnement solaire → forte superadiabaticité près du sol
C. Vent de fond faible (< 3-5 m/s) permettant la montée cohérente d’un paquet d’air chaud
D. Légère cisaillement du vent horizontal à faible altitude pour initier la rotation
II. Mécanisme de formation
A. Montée d’un paquet d’air chaud fortement surchauffé par conduction depuis la surface
B. Étirement vertical du paquet dû à la différence de vitesse avec l’air environnant
C. Conservation du moment angulaire → amplification de la rotation en colonne verticale
C. Visibilisation par la poussière soulevée du sol sec
III. Caractéristiques typiques au Nord-Cameroun
A. Durée : généralement moins de 2 minutes
B. Diamètre : rarement supérieur à 10-20 m
C. Hauteur : rarement supérieure à 100-200 m (limité par la stabilité au-dessus de la couche de chauffage)
D. Sens de rotation : aléatoire (pas de préférence hémisphérique à cette échelle)
IV. Conséquences locales
A. Réduction temporaire de la visibilité sur les pistes et routes rurales
B. Soulevage de débris légers (feuilles, plastique, poussière)
C. Risque minimal pour les personnes, mais possible inconfort ou surprise
V. Conclusion : Synthèse sur le dust devil comme phénomène de convection locale très superficielle, dépendant fortement de l’état de la surface et du chauffage diurne
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Quiz du chapitre
12 questions — vérifie chaque réponse pour voir l'explication.