Glossaire

instabilité barocline

Lorsqu'on observe le comportement de l'atmosphère à des échelles dont l'ordre de grandeur atteint au moins quelques heures en temps et quelques dizaines de kilomètres en étendue horizontale, on se rend compte que les déplacements de l'air y ont tendance à s'organiser suivant des champs de vent dont les directions et les vitesses restent en général assez stables, de sorte que les vecteurs vent, dans la troposphère et la basse stratosphère, ne font sans cesse que s'écarter modérément puis se rapprocher d'un "équilibre dynamique" résumant les mouvements essentiels du fluide atmosphérique sur les cartes étudiées. La rupture de cet équilibre produit une "instabilité dynamique" dont les causes, constate-t-on, sont le plus souvent associées à une variation intense de la température dans une direction donnée. De ce point de vue, bien sûr, la structure même de l'atmosphère conduit à distinguer deux directions privilégiées : l'une d'elles est la verticale, où une diminution trop rapide de la température avec l'altitude a pour conséquence le déclenchement d'une instabilité convective, dans la mesure où les parcelles d'air se refroidissent dans les ascendances à leur propre rythme, celui d'une évolution adiabatique, et peuvent de la sorte rester durablement plus chaudes que la couche atmosphérique qui les environne au cours de leur montée ; l'autre direction privilégiée est celle du plan horizontal ou bien en diffère peu, et c'est dans cette direction que se produisent les variations de température conduisant à la genèse de l'instabilité barocline.

Ces variations correspondent alors à des diminutions de température méridiennes (c'est-à-dire s'étalant de l'équateur vers un pôle) qui sont de l'ordre de 1 °C par centaine de km et qui affectent un flux d'air zonal (c'est-à-dire dirigé à peu près d'ouest en est) à l'échelle synoptique. Dans des conditions de stabilité, le mouvement de ce courant aérien est "contrôlé" à chaque niveau horizontal par l'équilibre du vent géostrophique et, d'un niveau horizontal à l'autre, par l'équilibre de l'approximation hydrostatique. Mais le gradient thermique vertical étant négatif, les surfaces isothermes traversent les surfaces isobares en s'inclinant vers l'équateur (d'où le nom de "barocline"), et cette disposition relative génère un vent thermique ou, autrement dit, un cisaillement vertical, qui tend à croître lorsque se profile au sein du courant une oscillation horizontale de température. Il arrive alors que ce cisaillement prenne des proportions notables par progression vers le haut ou vers le bas à partir d'une limite au moins de la troposphère, limite qui peut être soit la couche limite planétaire, soit le voisinage de la tropopause : or, si l'oscillation thermique permet de renforcer ainsi la propagation et la croissance verticales du cisaillement, celui-ci finira par susciter une instabilité barocline en déstabilisant la circulation du flux d'air, où le respect de l'équilibre horizontal et celui de l'équilibre vertical ne seront plus simultanément compatibles.

Dans des conditions propices à la cyclogenèse, ce genre de situation est caractéristique de la naissance de perturbations ou même de tempêtes, associées ensuite aux zones frontales que véhiculent les flux synoptiques d'ouest circulant en zone tempérée au-dessus des océans. Le rétablissement et la prolongation de l'équilibre du vent géostrophique sous l'approximation hydrostatique s'effectuent dans ce cas grâce à la mise en place d'une circulation verticale de compensation, n'obéissant pas aux règles du vent géostrophique, et qui, le plus souvent (mais pas toujours), entretient une ascendance d'air chaud dépressionnaire en aval du courant perturbé et, en amont, une subsidence d'air froid anticyclonique ; l'énergie cinétique assurant le maintien d'un tel "système" est alors empruntée au flux lui-même, à travers une conversion partielle de l'énergie potentielle du courant-jet qui le coiffe dans la tropopause.