Etat de connaissances sur les mecanismes physiques lies aux orages

Les systèmes orageux

Les orages sont associés à des nuages spécifiques appelés cumulonimbus. Ces nuages d’orage sont produits par des processus convectifs mettant en jeux des conditions thermodynamiques particulières. Ils impliquent aussi des processus dynamiques et microphysiques spécifiques. Malgré leur violence, les orages sont importants pour le système terre-atmosphère pour plusieurs raisons. Notamment, ils transportent les précipitations dans les régions tropicales et subtropicales; ils permettent un réajustement rapide des déséquilibres thermiques qui apparaissent dans l’atmosphère; ils permettent une redistribution des charges électriques entre la terre et l’atmosphère.

Conditions thermodynamiques, dynamique et microphysique 

On assimile les orages à des gigantesques machines thermodynamiques et électriques dont le ‘’carburant’’ est l’air chaud et humide. Le mécanisme qui maintient le fonctionnement de ces ‘’ machines’’ est la convection déclenchée et entretenue par l’ascension des masses d’air humides. La nature électrique du nuage d’orage est liée à la présence en son sein de particules d’eau en phase liquide ou solide appelées hydrométéores.

Flottabilité et instabilité convective de l’atmosphère 

La littérature utilise le concept de ‘’flottabilité’’ suivant deux sens. Très souvent il est employé pour désigner un mécanisme physique (Malardel, 2005; Beucher, 2010). Ainsi on trouve certains problèmes impliquant ce mécanisme, tels que la flottabilité d’un solide à l’interface entre deux liquides, la flottabilité d’une particule d’air, la flottabilité dans l’atmosphère, la flottabilité dans un nuage, la flottabilité en présence de la vapeur d’eau, l’instabilité de flottabilité. Mais certains auteurs (Malardel, 2005; Calas, 2013) emploient aussi le concept de ‘’flottabilité’’ pour désigner la résultante de la force de gravité et de la poussée d’Archimède (résultante verticale des forces de pression). En réalité cette force s’appelle en toute rigueur ‘’force de flottabilité’’ (Malardel, 2005; Beucher, 2010). Lorsque l’ambiguïté sera levée, nous emploierons la désignation ‘’flottabilité’’ pour évoquer la force de flottabilité. Mais parfois ce mot désignera l’un ou l’autre des mécanismes mentionnés cidessus. Ainsi, par définition, la ‘’force de flottabilité’’ est la force résultante du poids d’un volume élémentaire d’air appelé aussi ‘’particule d’air’’ et de la force d’Archimède à laquelle il est soumis (Calas, 2013). Le poids de la particule d’air dépend de sa température et de son humidité tandis que la force d’Archimède dépend de la température et de l’humidité de l’air environnant (Calas, 2013). Si la particule d’air est soulevée au-dessus de son point de condensation, il y a libération de chaleur latente. Lorsque la particule se trouve au niveau de convection libre, elle se retrouve plus chaude que l’environnement. L’instabilité permet à la particule d’air soulevée de continuer à monter et la flottabilité peut l’entrainer à des altitudes très élevées atteignant ou dépassant la tropopause. C’est ainsi que se forme le cumulonimbus.

Le degré d’instabilité convective de l’atmosphère est l’un des paramètres qu’il faut prendre en compte pour prévoir l’intensité des phénomènes convectifs. On peut estimer le potentiel convectif de l’atmosphère en un lieu donné en calculant la vitesse maximale que peut atteindre une particule d’air suite à l’accélération verticale engendrée par la flottabilité. On obtient une estimation de l’énergie cinétique maximale que peut acquérir la particule, si toute l’énergie disponible pour l’instabilité de flottabilité est convertie en énergie cinétique verticale, en faisant la somme des gains en énergie cinétique de la particule au cours de son ascension verticale entre le niveau de convection libre et le niveau de flottabilité neutre. En pratique, on caractérise le potentiel convectif de l’atmosphère par l’énergie totale qui peut être transformée en énergie cinétique maximale dans une ascendance convective. Cette énergie totale est désignée, en pratique, par l’acronyme CAPE (convective available potential energy).

La convection profonde

L’orage est associé à un cumulonimbus et ce nuage d’orage est produit par la convection profonde. Le terme de convection profonde est utilisé lorsqu’on observe des ascendances convectives sur toute la hauteur de la troposphère, c’est-à-dire depuis la couche limite jusqu’à la tropopause. La convection profonde se développe en trois phases: la phase d’instabilité, la phase de déclenchement de la convection profonde et la phase d’organisation de la convection profonde. Pendant la première phase, il y a apparition d’un profil vertical avec décroissance de la température potentielle avec l’altitude. Pendant la seconde phase les mouvements verticaux ascendants sont initiés par un forçage, ensuite ils sont amplifiés par l’instabilité de l’atmosphère. Une fois la convection profonde amorcée, l’organisation, l’intensité et le déplacement des cellules orageuses formées vont être déterminés par plusieurs facteurs. Ainsi le déplacement des cellules sera régi par le flux de moyenne altitude, leur régénération par l’existence d’un front de rafale en basses couches et leur organisation et leur intensité par le cisaillement vertical de vent et la CAPE.

Les hydrométéores

Tous les nuages sont constitués d’air saturé en vapeur d’eau et de particules d’eau en phase liquide ou solide appelées hydrométéores. Ceux-ci se forment sur les aérosols. Les aérosols sont des particules liquides ou solides en suspension dans l’air. Leurs sources sont naturelles (poussières, sable, …) ou anthropiques (particules fines émises par le transport et les industries, condensation de gaz émis dans l’atmosphère, …). On distingue plusieurs types d’hydrométéores : les gouttelettes de nuage, les gouttes de pluie, les cristaux de glace, la neige, le grésil, le graupel et la grêle.

Table des matières

INTRODUCTION GENERALE
1. Contexte de l’étude
2. Problématique
3. Objectifs
4. Intérêt du travail
5. Structure du document
I. ETAT DE CONNAISSANCES SUR LES MECANISMES PHYSIQUES LIES AUX ORAGES
I.1 Les systèmes orageux
I.1.1 Conditions thermodynamiques, dynamique et microphysique
I.1.2 Types et organisations des systèmes orageux
I.2 Nature électrique d’un nuage d’orage
I.2.1 Mécanismes d’électrisation d’un nuage d’orage
I.2.2 Structure électrique d’un nuage d’orage
I.2.3 Orage et champ électrique atmosphérique
I.3 Mécanisme de production des éclairs
I.4 Phénomènes lumineux transitoires (TLE)
I.5 Climatologie mondiale de l’activité d’éclairs
I.6 Les systèmes d’observations des orages
II. CLIMATOLOGIE DE L’ACTIVITE D’ECLAIR DANS LE BASSIN DU CONGO
II.1 Données et Méthodologie
II.1.1 Les données WWLLN
II.1.2 Les données LIS
II.1.3 Nouvelle méthode d’estimation de l’efficacité de détection du WWLLN
II.1.4 Représentation des données
II.1.5 Méthodes statistiques
II.2 Estimation de l’efficacité de détection DE du WWLLN
II.2.1 Evolution de l’efficacité de détection
II.2.2 Distribution spatiale de l’efficacité de détection du WWLLN
II.2.3 Relation entre DE et multiplicité des arcs
II.3 Evolution temporelle de l’activité d’éclairs dans le bassin du Congo
II.3.1 Evolution annuelle de l’activité d’éclairs
II.3.2 Evolution diurne de l’activité d’éclairs
II.4 Distribution spatiale de l’activité d’éclairs
II.4.1. Densité d’éclairs dans le bassin du Congo
II.4.2 Zoom sur la région du maximum principal de densité d’éclairs
II.4.3 Comparaison des périodes 2005 – 2008 et 2009 – 2013
II.4.4 Densité d’éclairs et périodes de forte ou faible activité
II.4.5 Nombre de jours d’orages, nombre d’éclairs par jour d’orage et caractéristiques de surface
II.4.6 Profil zonal de l’activité d’éclairs dans le bassin du Congo
II.5 Comparaison de l’activité d’éclairs dans les zones réduites
II.5.1 Distributions des proportions d’éclairs dans les zones réduites
II.5.2 Corrélations dans les zones réduites
II.5.3 Le paradoxe du Lac Victoria
II.5.4 Comparaison des proportions d’éclairs dans des bandes zonales et méridiennes
II.5.5 Contrastes saisonniers dans les zones réduites
II.5.6 Déplacements saisonniers des pics d’activité d’éclairs
II.6 Comparaison des deux zones de forte activité
II.6.1 Spécificités des deux zones de maxima
II.6.2 Comparaison de l’activité diurne
II.6.3 Comparaison de la variabilité durant 363 jours et pendant les périodes de faible et de forte activité de l’année de 2013
II.6.4 Tests de corrélation entre les activités d’éclairs des deux zones de maxima
II.6.5 Comparaison de l’activité mensuelle
III. ANALYSE DE L’ACTIVITE ORAGEUSE DANS LE BASSIN DU CONGO: ETUDE DE QUELQUES EVENEMENTS ORAGEUX
III.1 Données et méthodologie
III.2 CAPE et Activité journalière d’éclairs des mois de mars et décembre 2013
III.3 Densité d’éclairs et CAPE pendant les périodes choisies
III.3.1 Période 02-06 mars 2013
III.3.2 Période 21-28 décembre 2013
III.4 Corrélations entre activité d’éclairs, activité orageuse et caractéristiques nuageuses pour les cas d’étude
III.4.1 Cas de la période 04-05 mars 2013 pour la zone I
III.4.2 Cas de la période 04-05 mars 2013 pour la zone II
III.4.3 Cas de la période 25-26 décembre 2013 pour la zone III
III.4.4 Cas de l’activité orageuse sur le Lac Victoria
III.4.5 Activité d’éclair et cycle diurne des orages
III.4.6 Zones et conditions de développement des orages
IV DISCUSSION GENERALE
IV.1 Efficacité de détection
IV.2 Evolution temporelle de l’activité d’éclairs
IV.3 Distribution spatiale des éclairs
IV.4 Comparaison de l’activité d’éclairs dans les zones réduites
IV.5 Origine des contrastes saisonniers dans les zones réduites
IV.6 Influence de l’orographie
IV.7 Sources d’humidité et Convection
IV.8 Intensité orageuse
IV.9 Etalement des orages
IV.10 Influence probable des aérosols
IV.11 Présomption de prédominance de certaines caractéristiques de surface
CONCLUSION GENERALE

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