L'effet de Foehn
Un des phénomènes météorologiques les plus extrêmes au niveau des températures ; et pourtant c'est le plus mal connu malgré les nombreuses perturbations qui traversent les montagnes . Voici donc une définition générale de l'effet de Foehn puis son mécanisme de formation .
1 ) Définition de l'effet de Foehn
2 ) Comment se forme l'effet de Foehn ?
3 ) La modélisation de l'effet de fœhn par l'émagramme
1 ) Définition de l'effet de Foehn .
C'est un phénomène météorologique qui a lieu principalement dans les hautes montagnes mais ce phénomène peut intervenir à partir des altitudes comprises entre 500 et 600 mètres . Il se caractérise par de fortes précipitations sur le versant de la montagne situé au vent et d'un vent chaud et sec ( le foehn en espagnole sur l'autre versant de la montagne .
Voici comment se forme l'effet de Foehn .
2 ) Comment se forme l'effet de Foehn ?
Il faut un vent perpendiculaire à la montagne pour que se produise le phénomène ( sinon la différence de température entre les deux versants ne sera pas très grande ) . La masse d'air qui arrive sur la montagne doit se soulever pour la contourner (
effet orographique ).
Or, en se soulevant la masse d'air engrange tellement d'humidité que juste avant d'arriver au sommet de la montagne, de fortes précipitations et
de fortes rafales de vent ( effet
venturi ) ont lieu le plus souvent : l'air remonte la pente et
finit par se refroidir ( détente : principe du frigo ) . Pendant ce temps là, l'autre versant est sous le Soleil avec de l'air sec .
La partie haute du nuage est la partie la plus sèche du nuage .
Du coup, il
existe une différence de pression entre les deux versants : la température dans
une masse d'air sec varie plus facilement que la température dans une masse
d'air humide .L'air descend de la montagne tout en ayant perdu une grande partie
de son humidité : l'air se comprime alors et devient de plus en plus chaud (
principe de la pompe à vélo ) .
L'effet de Fœhn a souvent de lourdes conséquences sur la montagne parce qu'ils sont à l'origine de nombreuses avalanches notamment dans les Alpes .
NB : le vent chaud et sec est nommé différemment dans d'autres pays du monde ; au Canada, il prend le nom de Chinook et dans le Sud des Etats Unis, le Santa Ana .
Dans certains coins et notamment dans les iles avec des reliefs marqués, les particules d'air, une fois avoir dépassé la crete retrouvent leur état initial au prix d'un certain nombre d'oscillations . Via le vent soufflant du sommet vers la plaine, ces particules constituent des ondes amorties pouvant donner naissance à des nuages ( Altocumulus lenticularis ) superposés en piles d'assiettes : d'où le nom de Moazagotl ( en allemand, "ondes d'obstacles" ) .
3 ) La modélisation de l'effet de fœhn par l'émagramme
Considérons une particule P située à 1000 hPa de température T=13°C et de rapport de mélange r = 4 g/Kg
La température du point de rosée, Tr, est obtenue en suivant la courbe de rapport de mélange saturant jusqu'à l'altitude 1000 hPa.
D'où
Tr = 0,5°C
La parcelle d'air est soulevée de manière adiabatique en suivant ainsi la courbe de température potentielle.
A l'intersection entre la courbe de température potentielle et la courbe de rapport de mélange saturant de la particule, nous avons le niveau de condensation de la particule matérialisée par le point C de coordonnées (845 hPa ; -2°C).
Au-delà de ce point, la parcelle d'air continue de s'élever de manière pseudo-adiabatique (la parcelle d'air suit la courbe de température potentielle pseudo-adiabatique du thermomètre mouillé) jusqu'à l'altitude 550 hPa (environ 4800m soit l'altitude du Mont Blanc).
La parcelle d'air au point B de coordonnées (550hPa ; -23,5°C) a pour rapport de mélange r=0,9 g/Kg : la masse d'eau condensée par kilogramme d'air sec au cours de l'ascension, m(eau), est donc m(eau) = 4-0,8=3,2 g/Kg.
Toute l'eau condensée précipite et la parcelle d'air redescend à son niveau initial en subissant une compression adiabatique et donc en suivant la courbe de température potentielle : la température de la parcelle d'air à 1000 hPa est alors T(finale)=23°C.
Il y a donc conversion de chaleur latente en chaleur sensible au passage du relief.
