circulation atmosphérique (suite)

Au total, par-delà la valeur générale du principe de conservation du tourbillon absolu, tout se passe comme si, en atmosphère libre, il pesait particulièrement sur la circulation aux hautes et moyennes latitudes et si le principe de conservation de la vitesse linéaire absolue jouait un rôle important, à côté du sien, aux basses latitudes. Cela s’expliquant par le fait que l’impulsion du tourbillon de la Terre est maximale aux pôles et que la vitesse linéaire du globe est maximale à l’équateur.

Le jet-stream auquel nous aboutissons, expression dynamique zonale d’un processus thermique méridien initial, est la simplification d’un phénomène en réalité plus complexe. On distingue aujourd’hui dans chaque hémisphère plusieurs jets, le jet polaire et le jet subtropical en particulier. Le premier pouvant être considéré comme un dédoublement temporaire du second, nous n’envisagerons que ce dernier, qui marque l’accélération de bordure de la circulation circumpolaire d’ouest (v. anticyclone). Il servira de base à la suite des enchaînements et permettra de pénétrer au cœur de la circulation atmosphérique. Ce qui ne veut pas dire qu’il soit forcément « le mécanisme de départ » pour ce qui suit, comme on aura l’occasion de le démontrer.

La circulation atmosphérique

Le schéma moyen (hémisphère Nord)

• En altitude. Les courbures anticycloniques et cycloniques qui encadrent le jet ont été considérées plus haut comme étant sa cause. Elles peuvent être envisagées également comme procédant de lui (réversibilité du sens des corrélations). La constatation est capitale puisqu’on peut alors rendre le jet responsable de la construction des hautes pressions subtropicales, clé de voûte de la circulation générale. L’analyse des vicissitudes du courant d’ouest va éclairer ces points en même temps qu’elle aidera à comprendre, à l’occasion, certaines modalités d’échanges thermiques entre hautes et basses latitudes en atmosphère libre.

Lorsque le jet est rapide (150 à 500 km/h), il est sensiblement zonal et appuie fortement du côté des basses latitudes. La dépression polaire est alors ample, et les anticyclones subtropicaux étirés en longitude. Leur création (ou leur renforcement) du fait du jet peut s’expliquer selon la figure 5. À partir du moment où la vitesse du courant diminue, il sinue et donne naissance, autour du globe, à trois ou quatre ondulations (ondes de Rossby) déployées dans le plan horizontal, ce qui ménage des poussées méridiennes, chaudes dans les « crêtes planétaires » et froides dans les « vallées » (fig. 6). On remarque en effet que les advections chaudes et froides s’inscrivent dans des courbures du jet, anticycloniques pour les premières, cycloniques pour les autres. Les hautes pressions des crêtes ne sont autres que des éléments anticycloniques subtropicaux à caractère dynamique, que l’on retrouve, quelque peu décalés, jusqu’au niveau de la mer. Lorsque la vitesse du jet diminue encore (fig. 7), des circulations fermées secondaires se détachent du courant principal et accentuent les dispositions précédentes. Le retour à un jet zonal, par accélération du flux, aboutit à la pénétration d’anticyclones chauds dans la circulation circumpolaire d’ouest et de cellules dépressionnaires froides dans le système intertropical (fig. 8). Ainsi se trouve réalisé, selon des modalités originales, l’échange thermique méridien postulé plus haut. Il convient d’ajouter à cela, entre les hautes pressions subtropicales, un courant d’est équatorial. Aux altitudes que nous envisageons (haute troposphère), celui-ci se raccorde aux vents d’est alizéens (fig. 8 et 10). Le schéma finalement dégagé est dynamique. La mise en place des anticyclones subtropicaux, par exemple, résulte en effet des variations de vitesses et de directions du jet et non d’un dispositif thermique. Cela, bien que les contrastes de température entre terre et mer interviennent dans l’énergie du courant d’altitude ; constatation capitale, sur laquelle nous aurons à revenir. Il faut d’ailleurs ajouter que le jet subit encore une autre action du substratum, puisqu’il est déflecté en passant au-dessus des plus hauts reliefs (fig. 9). Cela déclenche des ondes planétaires, génératrices de centres d’action dynamiques que l’on doit compter au nombre de ceux que nous venons de rencontrer. Dans le cas de l’Amérique du Nord, une ondulation dépressionnaire à caractère relativement stationnaire s’installe « sous le vent » du système montagneux de l’Ouest, alors que l’ondulation anticyclonique qui la précède se localise sur le relief. Si dans ces dispositions l’effet d’obstacle a le rôle majeur, il ne faut pas oublier qu’il est accentué, ici comme ailleurs, par un processus thermique. Malgré sa raréfaction, l’air d’altitude se réchauffe au contact d’un sol soumis à une intense radiation solaire et aussi du fait de l’apport thermique consécutif à la libération de chaleur latente de condensation (pluies orographiques). La situation finale rappelle, par le maintien de pressions relativement hautes au-dessus des montagnes déflectrices, celle que nous avons rencontrée plus haut, avec conservation à de hauts niveaux et en air chaud de conditions anticycloniques. Au demeurant, les dispositions qui précèdent se répercutent bien au-delà du sommet des reliefs puisqu’on les retrouve jusque vers 10 à 12 km, c’est-à-dire là où la rapidité des courants-jets est la plus grande.

Le schéma moyen d’altitude est donc simple, vu, par convention, à partir du jet-stream subtropical. L’écoulement circumpolaire d’ouest qui en dépend s’enroule autour du pôle. Le jet participe aussi à l’entretien des hautes pressions chaudes sur le bord équatorial desquelles s’écoule le courant d’est. Mais encore, par ses linéaments, il favorise les échanges méridiens. Si son existence même résulte des bilans thermiques planétaires, il dépend aussi, avons-nous dit, de la répartition des terres et des mers aux niveaux les plus bas. Ce sont ces derniers que nous allons maintenant envisager.