Grêle

Grêlon, laissant apparaître des bulles en transparence

La grêle est un des types solides de précipitations atmosphériques. Elle est constituée de billes disjointes de glace (grêlons) dont le diamètre peut varier de quelques millimètres à une vingtaine de centimètres, mais il est en général de 5 à 50 millimètres[1],[2]. Le code METAR de la grêle est GR.

Elle se forme spécifiquement dans les cumulonimbus ; un nuage de forte extension verticale dû à l'instabilité de l'air où les puissants courants ascendants soulèvent rapidement en altitude de l'air très humide qui se condense puis gèle en montant à la suite du refroidissement rapide. Les grêlons redescendent ensuite en périphérie du cumulonimbus et commencent à fondre quand ils repassent sous l'altitude de l'isotherme zéro degré.

Les averses de grêle durent peu de temps, ne touchent qu'une superficie limitée le long d'un corridor sous l'orage. À l'intérieur des précipitations de grêle, le diamètre des grêlons n'est pas uniforme car la vitesse ascensionnelle et la densité d'humidité dans un nuages convectif varient d'un point à un autre. La grêle peut affecter une large région et laisser plusieurs dizaines de tonnes de glace au sol[3]. Ces masses de glace produisent souvent une grande surprise chez les observateurs car les grêlons tombent le plus souvent en été et alors que la température au sol est élevée (couramment 30 °C).

Origine

Article détaillé : Orage.
Mouvement de l'air et des grêlons dans l'orage

Un orage se forme dans une masse d'air chaud et humide, bien au-dessus du point de congélation, et très instable. L'air ainsi soulevé va finalement devenir saturé, car sa température diminue avec l'altitude selon la loi des gaz parfaits. L'excédent d'humidité forme d'abord le nuage et puis des gouttes de pluie. Les grêlons croissent lorsque les gouttes de pluie contenues dans l'orage continuent leur ascension dans le fort courant ascendant et gèlent[4]. Pour geler, les gouttes doivent être sous le point de congélation et rencontrer un noyau de congélation.

Dès qu'une goutte gèle dans les niveaux supérieurs de la troposphère (couche inférieure de l'atmosphère terrestre) où la température est inférieure à −10 °C, elle devient un tel noyau de congélation qui peut commencer le grêlon. L'embryon se retrouve alors entouré de vapeur d'eau et de gouttes restées liquides, la surfusion pouvant exister jusqu'à une température de −39 °C. Comme la pression de vapeur de saturation de la glace est moindre que celle de l'eau à ces températures, la vapeur d'eau contenue dans l'air en ascension rapide va se condenser en priorité sur les noyaux de glace. Les grêlons croîtront donc plus rapidement que les gouttes de pluie dans une atmosphère humide comme celle de l'orage.

De plus, les embryons de grêle « cannibalisent » la vapeur d'eau des gouttes surfondues dans leur entourage. En effet, à la surface des gouttes il y a toujours un échange de vapeur d'eau avec l'air environnant et le grêlon semble attirer les molécules d'eau vers lui parce qu'il leur est plus facile de s'y condenser que sur la goutte (voir Effet Bergeron)[5]. Finalement, les gouttes de pluie qui entrent en contact avec les grêlons, gèlent instantanément sur sa surface.

Le tout permet aux grêlons de croître rapidement dans les régions du nuage à fort contenu liquide. Le taux de croissance est particulièrement important autour de −13 °C. Le processus se passe également dans un courant ascendant très fort qui amènera les grêlons très haut dans l'atmosphère, jusqu'à plus de 15 km d'altitude, à une vitesse ascensionnelle souvent de plus de 40 km/h.

La formation de la grêle n'a donc rien à voir avec celle de la neige. Cette dernière se forme dans des nuages stratiformes à faible mouvement vertical, à des températures sous zéro degré Celsius et dans une masse d'air contenant relativement peu d'humidité où il y a peu de gouttelettes surfondues. Dans ces conditions, les cristaux de glace qui se forment sont très petits, et croissent lentement pour donner des flocons[6].

Structure en couches

La structure en couche de ces grêlons est visible

Une coupe transversale des gros grêlons montre qu'ils ont une structure en pelure d'oignon, c'est-à-dire formée de couches de croissance épaisses et translucides alternant avec des couches minces, blanches et opaques[7]. La théorie voulait antérieurement que les grêlons fussent sujets à plusieurs allers-retours, retombant dans la zone humide puis regelant dans une nouvelle phase ascendante, ce qui aurait généré les couches successives. Cependant, les recherches théoriques et sur le terrain ont démontré que ce n'était pas le cas[8].

En fait, le grêlon en ascension traverse des zones du nuage où la concentration d'humidité et de gouttelettes en surfusion varie. Son taux de croissance change selon les variations rencontrées. Le taux d'accrétion des gouttelettes est un autre facteur de croissance. Ces dernières s'agglomèrent par contact avec le grêlon. Ainsi lorsque le grêlon passe dans une zone riche en gouttelettes, il va acquérir une couche translucide en les capturant, alors que dans les régions de l'orage où c'est surtout de la vapeur d'eau qui est disponible, il se formera une couche de givre blanc opaque.

Un gros grêlon formé de la fusion de plusieurs plus petits

De plus, le grêlon se meut verticalement à une vitesse variable qui dépend de sa position dans le courant ascendant ainsi que de son poids. C'est ce qui va faire varier l'épaisseur des couches car le taux de capture des gouttelettes surfondues (accrétion) dépend des vitesses relatives entre celles-ci et le grêlon, certaines vitesses d'ascension la favorisant. La croissance des grêlons amène le relâchement de chaleur latente, ce qui peut garder l'extérieur du grêlon liquide, le rendant plus "collant". Les grêlons peuvent alors s'agglomérer à deux ou plusieurs, selon les collisions, pour en former de plus gros, aux formes irrégulières[9].

Le grêlon s'élève donc jusqu'à ce que son poids ne puisse plus être supporté par le courant ascendant, ce qui prend au moins une trentaine de minutes compte tenu de la force de ces courants dans un orage à grêle dont le sommet est généralement à plus de 10 km de hauteur. Puis il se met à redescendre vers le sol tout en continuant sa croissance par les mêmes procédés jusqu'à ce qu'il sorte du nuage[8]. Ce trajet unique dans l'orage est donc suffisant pour expliquer la configuration en couches de la grêle. Le seul cas où l'on peut parler de trajets multiples est celui des orages multicellulaires où un grêlon peut être éjecté du sommet de la cellule-mère et être repris dans le courant ascendant d'une cellule-fille plus intense, mais il s'agit là d'un cas exceptionnel[8].

Chute

La grosseur maximale des grêlons dans le nuage n'est pas celle que l'on retrouve au sol. En effet, une fois qu'il quitte le nuage, le grêlon commence à se sublimer car l'air n'y est plus à saturation. Lorsqu'il passe dans la couche où la température dépasse le point de congélation, il se met aussi à fondre et à s'évaporer. Ce que l'on retrouve au sol est donc ce qui n'a pu se transformer et dépend de la hauteur du niveau de congélation.

La vitesse de chute des grêlons dépend de l'accélération terrestre (9,81 m/s2) qui l'attire au sol, de la poussée d'Archimède qui s'y oppose (force négligeable), de la collision avec d'autres grêlons et les gouttes de pluie, de la composante verticale du vent (le vent ascendant) et de la viscosité de l'air (plus précisément, du coefficient de traînée). Lorsque les forces s'équilibrent, l'accélération cesse et le grêlon a alors atteint sa vitesse terminale. Celle-ci est difficile à déterminer théoriquement puisque tous ces paramètres ne sont connus que de façon imparfaite et qu'un grêlon n'est pas une sphère parfaite[Note 1]. Une formulation simplifiée de la vitesse terminale de chute d'un grêlon sphérique est la suivante :

  • V est la vitesse terminale ;
  • ρg est la masse volumique du grêlon (qui peut être inférieure à 1000 kg/m³ à cause de l'air emprisonné);
  • ρg est la masse volumique de l'air ;
  • R est le rayon du grêlon ;
  • g est l'accélération de la pesanteur.

Pour un grêlon de 1 cm de diamètre la vitesse de chute calculée est de 10,4 m/s. Pour un diamètre de 8 cm, la vitesse de chute est de 29,1 m/s et pour un diamètre de 20 cm la vitesse de chute est de 46 m/s. Cette valeur est consistante avec la vitesse ascensionnelle dans des cumulonimbus supercellulaires qui peut atteindre de 45 à 50 m/s[15],[16]. Cette formule simplifiée est corroborée par les estimations expérimentales qui affirment que la vitesse terminale s'exprime comme suit[17] :

d est le diamètre exprimé en centimètres. On considère un grêlon de 1 cm de diamètre. La formule simplifiée ci-dessus donne une vitesse terminale de 10.43 m/s alors que la formule supra donne une vitesse terminale de 11.45 m/s (ou 11.83 suivant d'autres formules). La différence entre les 2 estimations n'est que de 10% ce qui est parfaitement acceptable étant données les différentes formes des grêlons. Pruppacher aboutit à la même conclusion[14] :

« Note from (10-176) that giant hailstones may have terminal fall velocities of up to 45 m/s. These large terminal velocities imply that comparable updraft velocities must exist inside clouds to permit the growth of such particles. »

Traduction en français : « Notons que les grêlons géants peuvent avoir des vitesses terminales de chute atteignant 45 m/s. Ces énormes vitesses finales impliquent l'existence de courants ascendants ayant une vitesse comparable pour permettre la formation de telles particules. »

Petite grêle

Les cumulus bourgeonnants (nuages d'averses), avec un courant ascendant beaucoup plus faible et un sommet moins froid, peuvent donner de la très petite grêle (moins de 5 mm) par un processus similaire. Cette petite grêle est parfois nommée grésil.

Dégâts

Dégâts causés par la grêle sur des pommiers.

La grêle est un phénomène destructeur pour les récoltes et les biens. De plus, les plus gros grêlons sont dangereux pour les personnes et les animaux. Les arbres ayant subi de fortes averses de grêle sont plus vulnérables à certaines infestations par des parasites, dont les champignons[18].

Mitigation

On utilise parfois l'ensemencement des nuages pour tenter de réduire les dégâts causés par la grêle. En augmentant le nombre de noyaux de congélation on espère augmenter le nombre de grêlons aux dépens de leur taille. L'iodure d'argent est le plus souvent utilisé pour cela. Mais les météorologues sont partagés sur l'efficacité de cette méthode[3].

L'efficacité du canon anti-grêle est controversée et n'a pas été démontrée, de plus les météorologues ne comprennent pas comment il pourrait agir[19] ; cependant il est toujours utilisé par certains cultivateurs dans plusieurs pays.

Extrêmes

Le plus gros grêlon jamais rapporté aux États-Unis : diamètre de 20,3 cm et 47,3 cm de circonférence.

Records homologués par l'Organisation météorologique mondiale (OMM) et le National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA):

  • Aux États-Unis, le grêlon détenant le record du plus grand diamètre, soit 20,3 cm (la taille d'un melon), et celui du plus pesant, 879 g, est tombé à Vivian au Dakota du Sud, le . Cependant, celui ayant la plus grande circonférence est tombé à Aurora au Nebraska, le . Celle-ci était de 47,6 cm, soit 0,3 cm de plus que celui de Vivian[2] ;
  • Le record mondial du plus lourd grêlon est de 1,02 kg. Il est tombé à Gopalganj (23° 00′ N, 89° 56′ E) au Bangladesh le . Quatre-vingt-douze personnes (92) furent tuées durant l'orage, pas nécessairement par la chute des grêlons[20],[21].

Non homologués par l'OMM :

Aviation

Article connexe : Cumulonimbus et aviation.

Dans de rares cas, de gros grêlons ont sérieusement endommagé des aéronefs traversant une zone orageuse, c'est pourquoi les avions devraient éviter les orages même avec un radar de bord. En effet, les grêlons sont très réflectifs s'ils sont vus directement par le faisceau du radar mais s'ils se retrouvent derrière une zone de forte pluie, le signal revenant des grêlons sera atténué par cette dernière. Il pourra sembler alors au pilote qu'il se dirige vers une zone de pluie plus faible, ou même un dégagement, une fois passé la pluie forte.

Notes et références

Notes

  1. Des estimations in situ montrent qu'un grêlon de 1 cm tomberait à environ 9 m/s et qu'un de 8 cm le ferait à 48 m/s dans le meilleur des cas[10],[11]. Ces deux sources [10] et [11] affirment imprudemment que le « poids » d'un grêlon de diamètre 8 cm serait de 700 grammes alors qu'une simple arithmétique supposant que le grêlon ne contienne pas d'air indique une masse de 268 g. En outre, leur estimation est basée sur les travaux de Auer qui donne une estimation de la vitesse de chute terminale d'un grêlon suivant la formule est le diamètre du grêlon en centimètres avec a = 9 et b = 0.8[12],[13]. Cette estimation est difficilement crédible car les grêlons peuvent avoir un diamètre de 20 cm ou plus, ce qui impliquerait des vitesses ascensionnelles de l'ordre de 100 m/s. Cependant, des formules plus réalistes ont été établies ultérieurement qui sont assez consistantes avec le modèle simplifié[14].

Références

  1. Organisation météorologique mondiale, « Grêle », Glossaire de la météorologie, Eumetcal (consulté le 12 mai 2011)
  2. a et b (en) National Weather Service, « South Dakota Storm Produces Record Hailstone », NOAA News, 30e juillet 2010 (consulté le 22 novembre 2010)
  3. a et b « Grêle », Comprendre la météo, Météo-France (consulté le 12 mai 2011)
  4. « Grêlon », Comprendre la météo, Météo-France (consulté le 12 mai 2011)
  5. (fr) « Effet Bergeron », Comprendre la météo, Météo-France (consulté le 12 mai 2011)
  6. « Neige », Comprendre la météo, Météo-France (consulté le 12 mai 2011)
  7. Organisation météorologique mondiale, « Grêlon », Glossaire de la météorologie, Eumetcal (consulté le 12 mai 2011)
  8. a, b et c (en) Stephan P. Nelson, « The Influence of Storm Flow Struce on Hail Growth », Journal of Atmospheric Sciences, Boston, MA, AMS, vol. 40, no 8,‎ , p. 1965-1983 (ISSN 1520-0469, DOI 10.1175/1520-0469(1983)040<1965:TIOSFS>2.0.CO;2, lire en ligne)
  9. (en) Julian C. Brimelow, Gerhard W. Reuter et Eugene R. Poolman, « Modeling Maximum Hail Size in Alberta Thunderstorms », Weather and Forecasting, vol. 17, no 5,‎ , p. 1048–1062 (ISSN 1520-0434, DOI 10.1175/1520-0434(2002)017<1048:MMHSIA>2.0.CO;2, lire en ligne)
  10. a et b (en) « Hail Basics », Severe Weather 101, sur National Severe Storms Laboratory, National Oceanic and Atmospheric Administration (consulté le 9 mai 2018)
  11. a et b (en) E. Linacre et Bart Geerts, « More on hail », (consulté le 9 mai 2018)
  12. (en) A.H. Auer, « Distribution of Graupel and Hail With Size », Monthly Weather Review, vol. 100, no 5,‎ , p. 325 (DOI 10.1175/1520-0493-100-05-0325, lire en ligne [PDF])
  13. Microphysics, p. 441
  14. a et b Microphysics, p. 444
  15. (en) William R Cotton; George H Bryan; Susan C Van den Heever, Storm and Cloud Dynamics (Second Edition), vol. 99, Academic Press, coll. « International geophysics series », , 809 p. (ISBN 978-0-12-0885428), p. 466
  16. Dominique Musto, Parapente Vol de distance, Éditions du Chemin des Crêtes, , 208 p. (ISBN 9-782953-919141), p. 115
  17. (en) David L. Mitchell, « Use of Mass- and Area-Dimensional Laws for Determining Precipitation Particle Terminal Velocities », Journal of the Atmospheric Sciences, American Meteorological Society, vol. 53, no 12,‎ , p. 1719 (DOI 10.1175/1520-0469(1996)053<1710:UOMAAD>2.0.CO;2, lire en ligne [PDF])
  18. IMAAPRAT, Actualité phytosanitaire ; Bilan phytosanitaire 2011 ; Lettre du DSF n°43 - décembre 2011, DEC 2011
  19. (en) « Cannons both hailed and blasted », Rocky Mountain News, 10 juillet 2006 (consulté le 14 septembre 2007)
  20. (en) BBC Weather, « Hail », BBC News (consulté le 29 août 2008)
  21. (en) « Global Weather & Climate Extremes », Université d'État de l'Arizona, (consulté le 26 juillet 2009)
  22. « L'apocalypse du 11 août 1958 », Dernières Nouvelles d'Alsace,‎ (lire en ligne)
  23. (fr) « Bilan climatique du mois de mai 2009 (France) », Les infos, La Chaîne météo, (consulté le 7 mars 2012)
  24. (fr) « Les violents orages du 25 mai 2009 », Keraunos, Observatoire Français des Tornades et des Orages Violents (consulté le 7 mars 2012)

Voir aussi

Bibliographie

  • (en) Rogers and Yau, A Short Course in Cloud Physics, Massachusetts, Butterworth-Heinemann, (ISBN 0-7506-3215-1)
  • [Microphysics] (en) Hans Pruppacher et James Klett, Microphysics of Clouds and Precipitation Second edition, vol. 18, Kluwer, , 954 p. (ISBN 0-7923-4211-9)

Articles connexes

Liens externes