Température

La température selon l’altitude

Dans la troposphère, la température baisse en moyenne de 0,65 °C par 100 m quand on monte. Mais cette baisse est bien moins régulière que celle de la pression : selon les couches, la température peut baisser plus vite, rester la même, ou même augmenter.

L’atmosphère standard ICAO (International Civil Aviation Organization, Organisation de l’aviation civile internationale) fixe des valeurs moyennes, qui servent à régler tous les altimètres de la même façon : au niveau de la mer, 1013,25 hPa et 15 °C, puis une baisse de 0,65 °C par 100 m.

La courbe d’état donne la température réelle de l’air à chaque altitude, à un moment et en un lieu donnés. On la mesure avec une radiosonde : un ballon qui monte en emportant des instruments de mesure, lâché en général à minuit et à midi. En Suisse, la seule station se trouve à l’aéroport de Payerne. Contrairement au refroidissement de l’air qui monte (fiche « L’air qui monte ou qui descend »), une courbe d’état est irrégulière : elle change d’un moment et d’un lieu à l’autre, et aucune règle simple ne permet de la prévoir.

Le gradient de température

Le gradient de température est la variation de la température pour 100 m de différence d’altitude. Il s’exprime en °C/100 m. Les valeurs à ne pas confondre :

Gradient	Ce qu’il décrit
0,65 °C/100 m	la baisse moyenne dans la troposphère, valeur de l’atmosphère standard ICAO
1 °C/100 m	l’air non saturé qui monte ou qui descend (gradient adiabatique) ; c’est aussi, l’après-midi, la baisse mesurée dans la couche convective. Voir aussi N°40, signalée
env. 0,6 °C/100 m	l’air saturé qui monte, dans un nuage
0 °C/100 m	l’isothermie : la température ne change pas
température qui augmente	l’inversion

Moyen mnémotechnique : 1 pour la bulle qui monte, 0,65 pour la moyenne de l’atmosphère, 0 pour l’isothermie.

Les cinq gradients, réunis sur une seule courbe d’exemple :

Piège. Le « gradient de pression » est une autre notion : la différence de pression entre deux lieux, qu’on lit à l’espacement des isobares sur une carte. Le gradient de température des questions, lui, est vertical : il compare deux altitudes.

Le soleil chauffe l’air par le sol

Le rayonnement solaire traverse l’atmosphère sans la chauffer de façon notable. Le soleil chauffe donc l’air indirectement, en trois temps :

1. Le rayonnement traverse l’air et chauffe le sol.
2. Le sol chauffe une fine couche d’air à son contact, épaisse de quelques centimètres à quelques mètres.
3. Ces poches d’air chaud, plus légères, finissent par monter : c’est la convection qui porte la chaleur en altitude.

La température de l’air près du sol dépend donc surtout de celle du sol.

Les sols qui chauffent le mieux

Sous le même soleil, tous les sols ne chauffent pas l’air aussi bien :

• Sol sombre et sec (prairie sèche) : le plus efficace.
• Sol humide (marécage, forêt de feuillus) : une grande partie de l’énergie du soleil sert à évaporer l’eau. Il en reste moins pour chauffer l’air, qui se réchauffe moins, et plus lentement.
• Sol clair et lisse (sol rocheux) : il renvoie une bonne part du rayonnement, qui est perdue pour chauffer l’air.

Un thermique demande aussi un soleil qui arrive le plus perpendiculairement possible sur la surface, et une surface à l’abri du vent.

Un exemple d’hiver : on trouve plus facilement des thermiques sur un versant sud abrupt fait de rochers et de sapins qu’au-dessus d’un terrain plat déneigé. Les deux règles ci-dessus permettent de le comprendre. En hiver, le soleil est bas sur l’horizon : il frappe un versant sud raide presque de face, mais un terrain plat de biais. Et les rochers et les sapins, plus sombres et plus rugueux que la neige, absorbent mieux le rayonnement.

Piège. Un sol rocheux, clair et lisse, chauffe mal l’air (N°14). Pourtant, en hiver, c’est le versant de rochers et de sapins qu’il faut choisir (N°22). La comparaison n’est pas la même : face au terrain plat, c’est la pente tournée vers le soleil bas qui fait la différence ; face à la neige, les rochers et les sapins, plus sombres, absorbent davantage.

La convection

À la même altitude, l’air chaud est moins dense, donc plus léger, que l’air froid. Les poches d’air chauffées par le sol, plates et légères, finissent par s’en détacher et monter. De l’air plus frais descend alors d’altitude vers le sol, où il se réchauffe à son tour. Ce va-et-vient vertical est la convection : il réchauffe l’air sur des dizaines, voire des centaines de mètres au-dessus du sol.

La couche où se fait ce brassage s’appelle la couche convective, ou couche limite. Par journée ensoleillée, elle mesure de quelques dizaines de mètres en hiver à 2 ou 3 km par une chaude journée d’été. Son sommet se voit souvent : c’est le haut de la couche de brume, avec de petits cumulus au-dessus des ascendances. Plus la couche convective est épaisse, plus les thermiques sont forts.

Piège. Le sol chauffe l’air qui le touche (par conduction), mais l’air lui-même conduit mal la chaleur. Ce n’est donc pas en passant de couche en couche que la chaleur arrive à 100 m du sol : c’est la convection qui l’y porte (N°19).

L’air qui monte ou qui descend

L’air conduit mal la chaleur. Une masse d’air qui monte ou qui descend change donc de température sans échanger de chaleur avec l’air qui l’entoure : c’est une transformation adiabatique.

• L’air qui monte trouve une pression plus basse. Il se détend (son volume augmente), perd de l’énergie et se refroidit.
• L’air qui descend trouve une pression plus forte. Il se contracte (son volume diminue), gagne de l’énergie et se réchauffe.

Tant que l’air n’est pas saturé (on le dit alors « sec »), ce gradient adiabatique vaut toujours 1 °C par 100 m, quelle que soit la température de l’air autour.

Moyen mnémotechnique : l’air qui monte se détend et se refroidit ; l’air qui descend se contracte et se réchauffe.

L’air saturé se refroidit moins vite

Dans un nuage, l’air est saturé. En montant, il se refroidit encore par détente, et une partie de sa vapeur se condense. Or le passage de la vapeur à l’eau liquide libère de la chaleur (fiche « Les états de l’eau »), qui réchauffe la masse d’air. L’air saturé qui monte se refroidit donc moins vite que l’air non saturé : environ 0,6 °C/100 m au lieu de 1 °C/100 m.

Ce gradient dépend surtout de la quantité de vapeur qui se condense. Tant que l’air n’a pas atteint son point de rosée (fiche « Humidité, saturation et point de rosée »), rien ne se condense : même s’il contient de la vapeur, il suit le gradient de 1 °C/100 m.

À la descente, c’est l’inverse : l’air saturé se réchauffe, son eau s’évapore, et l’évaporation consomme de la chaleur. Il se réchauffe donc lui aussi moins vite que l’air non saturé.

Piège. Deux chiffres voisins à ne pas mélanger. 1 °C/100 m est le refroidissement de l’air qui monte sans être saturé (N°16). 0,65 °C/100 m est la baisse moyenne de la température de l’atmosphère avec l’altitude (N°2).

Inversion et isothermie

Deux sortes de couches interrompent la baisse habituelle de la température :

• Isothermie : la température reste la même sur une certaine épaisseur. Son gradient est de 0 °C/100 m.
• Inversion : la température augmente avec l’altitude : la couche du dessus est plus chaude que celle du dessous.

Moyen mnémotechnique : dans une isothermie, la température ne bouge pas ; dans une inversion, elle va dans le sens inverse de d’habitude, et monte avec l’altitude.

Ces deux couches bloquent les thermiques (fiche « Bulles thermiques et blocage »).

Où trouve-t-on une inversion ?

• À la limite entre l’air brumeux près du sol et l’air limpide au-dessus, surtout en automne et en hiver.
• Au sol, la nuit, par ciel clair (fiche « Nuit et jour : l’inversion au sol »).
• En altitude, par temps anticyclonique, souvent vers 1500–2000 m : dans un anticyclone, l’air s’affaisse, donc se réchauffe et s’assèche. En hiver, cette forte inversion, vers 1000–2000 m, donne souvent un stratus épais sur le Plateau.
• Plus généralement, on peut trouver en altitude des couches d’inversion ou d’isothermie selon la situation météo, mais pas toujours.

Brouillard ou stratus en bas, soleil au-dessus : c’est le signe d’une forte inversion vers 1000–1500 m, donc d’une grande stabilité des basses couches (voir fiche « Brouillard de rayonnement »). Vue d’en haut, cette couche forme une mer de brouillard (N°29).

Lire un radiosondage

Un relevé de radiosonde donne une température pour chaque altitude. Pour y trouver une couche particulière, on compare chaque ligne à celle du dessous :

• la température baisse : c’est le cas habituel ;
• elle reste la même : isothermie ;
• elle monte : inversion. Entre les premières mesures, près du sol, c’est une inversion au sol ; plus haut, une inversion en altitude.

Les relevés de l’examen montrent ces trois cas : une inversion en altitude quand il fait plus chaud à 2100 m qu’à 1900 m (N°30), une inversion au sol quand il fait plus chaud à 800 m qu’à 500 m (N°31), une isothermie quand la température est la même à 1800 et à 2000 m (N°32).

Piège. Une baisse plus forte entre deux mesures n’est ni une inversion ni une isothermie. Il faut une température qui monte (inversion) ou qui ne change pas (isothermie).

Nuit et jour : l’inversion au sol

La nuit, par ciel clair, le sol perd sa chaleur en rayonnant (infrarouge) vers l’espace. Il se refroidit, puis refroidit l’air au-dessus de lui, sur plusieurs dizaines de mètres. L’air près du sol devient plus froid que l’air 500 m plus haut : c’est une inversion au sol. Dans l’exemple de la figure, il fait 6 °C au sol, à 500 m, et 9 °C à 1000 m.

L’inversion au sol est plus faible :

• par ciel couvert : les nuages renvoient vers le bas le rayonnement du sol, qui perd moins de chaleur ;
• par vent fort : l’air est brassé, et le refroidissement se répartit sur une plus grande hauteur.

Le jour, elle disparaît. Le matin, le bilan du sol change de signe : le soleil lui apporte plus de chaleur que son rayonnement infrarouge ne lui en fait perdre. Il se réchauffe, réchauffe l’air qui le touche, et la convection porte cette chaleur plus haut. Au fil de la matinée, l’air du bas cesse d’être plus froid que celui du dessus, et l’inversion au sol s’efface.

L’après-midi, la courbe d’état a une tout autre forme :

• juste au-dessus du sol surchauffé, sur quelques dizaines de mètres, la température baisse très vite : 4 °C sur 100 m dans l’exemple, bien plus que le gradient adiabatique ;
• dans la couche convective, elle baisse d’environ 1 °C/100 m, comme l’air qui monte : l’air y est sans cesse brassé de haut en bas ;
• plus haut, la baisse est toujours inférieure à 1 °C/100 m, et la courbe rejoint peu à peu celle de la nuit.

Piège. Une inversion au sol vient du refroidissement du sol la nuit (N°130) et disparaît quand il se réchauffe le jour (N°131). L’air qui s’affaisse dans un anticyclone donne, lui, une inversion en altitude, vers 1500–2000 m.

Bulles thermiques et blocage

Sur une surface qui chauffe bien, une bulle d’air se surchauffe au sol : elle devient plus chaude de quelques degrés que l’air autour. Elle monte tant qu’elle reste plus chaude, donc plus légère, que l’air qui l’entoure, et s’arrête quand l’écart de température s’annule.

Un petit mouvement près du sol suffit à la décoller : une voiture qui passe, une petite brise, l’ombre d’un nuage. L’air autour est aspiré pour prendre sa place, un fort brassage s’ensuit, et la bulle se refroidit très vite en montant.

Inversion et isothermie bloquent très fortement les thermiques. En montant, la bulle continue de perdre 1 °C par 100 m. Dans une isothermie, l’air autour ne se refroidit plus ; dans une inversion, il se réchauffe. La bulle y devient vite plus froide, donc plus lourde, que l’air ambiant, et s’arrête. Une couche convective fermée par une inversion ou une isothermie est assez fréquente, mais pas systématique.

Un bon gradient pour le vol

Plus la couche convective est épaisse, plus les thermiques sont forts, bien organisés, et montent haut. Pour cela, il faut un contraste de température assez fort entre le bas et le haut de l’atmosphère : un gradient général important vers le sommet de la couche convective, sans forte inversion ni isothermie.

Gradient de l’atmosphère	Thermiques
0,3 à 0,5 °C/100 m	gradient faible : convection plutôt faible
0,6 à 0,8 °C/100 m	gradient fort : bons thermiques

On juge ce gradient entre 1000 et 3000 m pour le Plateau, le Jura et les Préalpes, et entre 2000 et 4000 m environ pour les Alpes.

À confirmer. N°40 est signalée pour sa traduction. Pour le gradient de l’air ascendant dans les basses couches, en Suisse, la réponse officielle est « moins de 1 °C/100 m ». L’original allemand, qui fait foi, précise qu’il s’agit d’air humide qui monte : saturé, il se refroidit de moins de 1 °C/100 m (Leneuf, Météo, p. 11). La version française dit seulement « l’air ascendant ». Ne pas rejeter la réponse officielle au nom du 1 °C/100 m de l’air non saturé qui monte (p. 6).