Courant-jet

Représentation du Courant-jet

Un courant-jet^[1], aussi couramment désigné par sa dénomination anglophone de jet stream, est un flux d'air rapide et confiné que l'on trouve dans l'atmosphère à des altitudes comprises entre 6 et 15 km, juste au-dessous de la tropopause dans la troposphère. Les courants-jets ont plusieurs milliers de kilomètres de longueur, quelques centaines de large et seulement quelques kilomètres d'épaisseur^[2].

Description

Dans un courant-jet, la vitesse du vent croît très vite à mesure que l'on se rapproche du centre du courant. Au sein de ce dernier, la vitesse moyenne est estimée à environ 25 m/s (ou 100 km/h), mais la vitesse maximale peut dépasser 100 m/s (ou 360 km/h) : c'est ce qui a valu à ce type de courant le nom de jet, qui évoque en anglais une très grande vitesse. D'autre part, les régions atmosphériques traversées par les courants-jets sont affectées par les forts cisaillements horizontal et vertical du vent^[2].

Un courant-jet stable (appelé subtropical), se trouve entre la cellule de Hadley et celle de Ferrel. Il a une variation saisonnière aussi bien en ce qui concerne sa position qu'en ce qui concerne son intensité. Pendant l'été, le gradient de température étant plus bas entre le pôle et l'équateur, ce courant faiblit et passe d'environ 30 à 40 m/s à 15-20 m/s alors que, entre les deux saisons, sa latitude peut varier entre 20° et 40°. Toutefois, son altitude reste toujours sans changement, autour de 12 km.

Le terme de courant-jet se rapporte en particulier au courant associé au front polaire qui correspond à l'intersection entre la cellule polaire et celle de Ferrel. Ce courant, contrairement au courant subtropical n'est pas stable. En effet sa position moyenne change et surtout sa direction (depuis ouest-est jusqu'à nord-sud). Les perturbations qui affectent les latitudes moyennes sont associées au courant-jet.

Découverte

Les courants-jets ont d'abord été remarqués par les scientifiques au XIX^e siècle en utilisant des cerfs-volants, et, plus tard des ballons-sondes, mais les vents de haute altitude présentaient peu d'intérêt avant l'époque de l'aviation. Beaucoup de scientifiques pensaient que ces observations étaient simplement des faits étranges ou isolés.

Ōishi Wasaburō, météorologiste japonais des années 1920, a été le premier à quantifier ces courants-jets, en suivant des ballons-sondes près du site météorologique du Mont Fuji. Ooishi mesura une vitesse constante des vents d'ouest au-dessus du Japon entre 1923 et 1925, quelle que soit la saison. Bien qu'en contact avec l'Organisation météorologique mondiale et s'étant rendu en Allemagne et aux États-Unis, les rapports d'études de Ooishi, d'ailleurs écrits en espéranto plutôt qu'en japonais pour essayer de toucher un public plus large, furent longtemps ignorés, car en fait peu de scientifiques connaissaient l'espéranto. Ses observations ont été utilisées lors de la Seconde Guerre mondiale par les militaires japonais lors de l'attaque par ballons de feu sur le continent américain, bien que le scientifique responsable du projet, Hidetoshi Arakawa avait quelques doutes et ne pensait pas que ces mesures pouvaient s'appliquer au-dessus de l'océan Pacifique dans sa totalité.

La connaissance par le reste de la communauté internationale de ces « vents de hauteur » commença par le vol de l'aviateur américain Wiley Post au-dessus de la Sibérie vers la fin des années 1920. Gagnant de l'altitude pour éviter les montagnes, il fut pris dans une forte rivière d'air, ainsi que le 7 décembre 1934, lors de l'un de ses vols au-dessus de 20 000 pieds (6 000 mètres) où il rencontra un fort vent arrière. Il fut d'ailleurs à l'époque considéré comme la première personne ayant découvert le courant-jet.

Par la suite, durant la 2e guerre mondiale, des pilotes de bombardiers à long rayon d'action ont remarqué l'effet des courants-jets.

Cause

Coupe verticale des températures et des vents à travers un front. On remarque la bande de vents forts du courant-jet qui a quelques centaines de kilomètres de large et son cœur, où les vents sont maximaux, beaucoup plus étroit.

La circulation atmosphérique est une balance entre la force de Coriolis et le gradient de pression à une altitude donnée. L'air se déplace des zones de haute pression vers celles de basse pression et est dévié par la force de Coriolis (vers la droite dans l'hémisphère nord et vers la gauche dans celui du sud). Après un temps de réaction, il finit par couler le long des lignes d'égale pression (hors de la très basse atmosphère où la friction le fait se déplacer légèrement plus vers la zone plus basse pression), c'est ce qu'on nomme le vent géostrophique^[2].

Le gradient de pression dépend quant à lui de la structure thermique dans la colonne d'air. Plus la différence de température entre deux zones est grande, plus la différence de pression et le vent augmenteront avec l'altitude. Ainsi le courant-jet se forme au-dessus d'un ruban serré de différence de températures que l'on nomme front (front chaud et front froid) et qui sépare les masses d'air froides (vers les pôles) et chaudes (vers l'équateur)^[2].

Cependant, il n'y aurait pas de fin à l'augmentation des vents avec l'altitude si la structure de l'atmosphère ne comportait ce qu'on appelle la tropopause. Cette dernière est la limite entre la troposphère dans laquelle nous vivons, et où la température diminue avec l'altitude, et la stratosphère où la température augmente avec l'altitude. L'image de gauche nous montre une coupe verticale où on peut voir la structure thermique à travers un front froid ainsi que celle des vents^[2].

On remarque que la température à un niveau donné est plus froide dans la portion de gauche que dans celle de droite. Il y a augmentation rapide avec l'altitude de la force du vent au-dessus de la zone où le changement de hauteur d'isothermes se produit (le front), là où le gradient de température est le plus fort de l'air froid vers l'air chaud. Lorsqu'on arrive à la tropopause, la température commence à augmenter de chaque côté du front. Cependant, comme la tropopause est plus basse dans l'air froid, on atteint un niveau où la température est égale des deux côtés ce qui arrête la croissance du jet et on retrouve donc le cœur de ce dernier à ce niveau. Le gradient horizontal de température s'inverse ensuite pour aller de l'air chaud vers l'air froid si on continue à monter. Cet inversion de gradient diminue la différence de pression avec l'altitude et donc le vent. La tropopause devient donc le bouchon qui limite la hauteur du courant-jet^[2].

Phénomènes similaires à bas niveau

Courant-jet de bas niveau

On utilise aussi la notion et le terme de courant-jet pour qualifier des zones de vent très fort qui se développent dans certaines conditions dans les couches basses de la troposphère (entre la surface et 700 hPa): les courants circulant alors dans ces zones sont appelés des courants-jets de basses couches ou jets de basses couches. La vitesse du vent n'y atteint cependant pas la même intensité que dans les courants-jets d'altitude décrits ci-dessus.

Ces jets de bas niveau sont formés de la même façon mais ce qui détermine la hauteur du jet n'est pas la tropopause dans ce cas. C'est plutôt une inversion dans la structure thermique de l'atmosphère qui sert à la même fonction. En effet, selon la masse d'air, la température peut s'inverser temporairement à un certain niveau à cause d'advection de températures plus chaudes à ce niveau (structure d'un front chaud), de subsidence d'air sec venant d'altitude selon le gradient thermique adiabatique ou par radiation près du sol (ciel clair la nuit).

Ces zones où le vent à bas niveau est plus fort sont très importantes puisqu'il y a convergence de masse à gauche de celles-ci dans l'hémisphère nord (à droite dans l'hémisphère sud) ce qui crée une zone où il y aura mouvement ascendant. Ceci favorise la formation de nuages s'ils sont associés avec un creux de surface. Les jets de bas niveaux sont un des éléments importants dans la formation d'orages organisés comme les lignes de grain, les complexes orageux à méso-échelle et les Derechos.

Courant-jet de barrière

Formation d'un dôme froid quand l'air de surface ne peut atteindre le sommet de l'obstacle. L'air doux est forcé au-dessus du dôme alors qu'en surface on a formation d'un courant-jet de barrière parallèle à l'obstacle

L'air en mouvement près du sol suit les contours du terrain. Lorsqu'il rencontre un obstacle, il doit remonter sa pente et il diminue de température selon la loi des gaz parfaits. La couche d'air au-dessus de la première étant plus chaude que l'air soulevé, elle limite l'altitude que l'air de surface peut atteindre sur la pente de l'obstacle car la parcelle soulevée y subit une poussée d'Archimède vers le bas^[3]. Si la stratification de l'air est importante, l'air ne peut atteindre le sommet et on a création d'un fort vent parallèle à l'obstacle, et en amont de celui-ci, que l'on appelle le courant-jet de barrière^[3]

Ce phénomène se produit surtout dans le cas où le vent près du sol est plus ou moins perpendiculaire à une chaîne de collines ou de montagnes. Toute la région en amont de cet obstacle subit ce soulèvement et on a formation d'un dôme d'air froid^[4]. Selon la balance du vent géostrophique, les isobares sont parallèles au vent et donc également perpendiculaire à la chaîne. Les pressions les plus hautes sont à droite de la direction du vent dans l’hémisphère nord) et l'inverse dans celui du sud. On a donc un gradient de pression le long de l’axe de l'obstacle alors que l’air de surface est ralenti par le frottement avec le sol et le soulèvement le long du relief pour devenir graduellement plus ou moins nul. Le mouvement de l’air est alors sujet aux différences de pression. L'air se déplace alors des hautes pressions vers les basses pressions donc à gauche du flux initial. Celui-ci sera dévié par la force de Coriolis si la situation persiste plusieurs heures et la circulation deviendra avec le temps paralllèle à la chaîne de montagnes^[4]. Ainsi, dans l'hémisphère nord, un vent d'est rencontrant une chaîne de montagne donnera naissance à bas niveau à un courant-jet de barrière venant du nord et un vent d'ouest, à un courant du sud.

Ce phénomène est courant et ne nécessite pas une grande hauteur de la ligne faisant obstacle, on le retrouve par exemple souvent le long de falaises côtières. Plus l'air est stable, particulièrement en cas d'inversion de température avec l'altitude, plus la hauteur du dôme sera faible et plus le courant-jet de barrière pourra être formé par des obstacles bas. Cependant avec des obstacles importants, une force inversion et une longue persistance de ces paramètres, le jet peut devenir très fort et causer de la turbulence dangereuse à bas niveau^[3].

La largeur du courant-jet de barrière est donné par le diamètre de déformation de Rossby, soit L= NH/f, où N est la fréquence de Brunt-Väisälä, H la hauteur de l'obstacle et f le paramètre de la force de Coriolis^[4]. L'axe de ce courant va se déplacer en amont de l'obstacle selon la largeur du dôme d'air froid créé et on pourra donc rencontrer ce fort courant bien avant l'obstacle dans certains cas^[3]. L'air qui est forcé ce monter par dessus le dôme subira un refroidissement et une saturation ce qui pourra créer des nuages et même des précipitations.

Effets climatiques et courant-jet

Lors d'une puissante éruption volcanique explosive, le panache volcanique peut atteindre des dizaines de kilomètres d'altitude. Vers 9-10 km, il atteint la base de la stratosphère et donc le courant-jet. Celui-ci transporte alors tous les composants de ce nuage cendreux et plus particulièrement les aérosols sulfatés issus de la transformation du dioxyde de soufre (S0₂) au contact de vapeur d’eau (H₂O), en gouttelettes d’acide sulfurique (H₂SO₄). Or celles-ci absorbent et réfléchissent le rayonnement solaire, il se produit donc une baisse du rayonnement solaire à la surface de la Terre et une baisse transitoire des températures.

Certains panaches éruptifs, comme ceux engendrés au-dessus des fissures du Laki en Islande, atteignirent 9 à 13 km d’altitude, et relâchèrent 95 Tg de SO₂ dans le courant-jet polaire. Ceci engendra une dispersion vers l’est des émanations volcaniques^[5]. Les courants-jets, véhiculent donc poussières et aérosols que certaines éruptions volcaniques projettent jusque dans la stratosphère. Il se produit alors un refroidissement à l'échelle mondiale^[6].

Utilisations

Analyse des vents d'altitude grâce à l'image de la vapeur d'eau contenue dans les nuages. On note deux courants-jets grâce aux zones de vents montrés par les flèches ayant le plus de barbules rouges

• Le courant-jet est un élément important de la prévision météorologique puisque sa position et son intensité sont reliés aux mouvements verticaux de l'atmosphère. Comme il constitue la zone de rencontre de deux masses d'air, il sera le lieu de formation des dépressions des latitudes moyennes. Par exemple, les tempêtes de fin décembre 1999 en Europe sont le résultat direct de forts mouvements verticaux sous un jet de 400 km/h.

• La circulation atmosphérique en altitude dans les latitudes moyennes, nord ou sud, est généralement d'ouest en est, un avion va donc parcourir la même distance plus rapidement s'il se déplace avec le flot plutôt que contre celui-ci. Par exemple, le temps de vol Paris - Guangzhou (Canton) (Chine) est d'environ 2 heures inférieur à celui de Canton - Paris^[7]. Il en est de même pour les vols transcontinentaux entre les Etats-Unis et l'Europe. En effet, l'avion effectuant le trajet New-York - Paris met une heure de moins que le trajet inverse^[8]. Le courant-jet étant un corridor de vent plus important, l'aviation commerciale doit en tenir compte lors de sa planification de vols. C'est pourquoi la prévision de la position du courant-jet est essentielle à l'aviation. Les vols seront planifés pour l'utiliser lors de déplacements ouest - est et pour l'éviter dans l'autre direction en volant plus haut, plus bas, plus au sud ou au plus au nord que son cœur.

Notes

Voir aussi

Articles connexes

• Courant-jet africain d'Est
• Météorologie
• Prévision météorologique
  • Prévision des orages violents
  • Météorologie aéronautique

Filmographie

• Jet Stream, la rivière de vent, film documentaire de John Groom, Royaume-Uni, 2002, 45'

Liens externes

• Structure méridienne et verticale du jet polaire par l'École normale supérieure de Lyon

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