LES MECANISMES BOREAUX

I. — INTRODUCTION

1La grande acquisition des météorologistes tropicaux est celle des perturbations cinématiques. Les masses d’air n’en restent pas moins le contexte à l’intérieur duquel de tels processus se réalisent. L’homogénéité de l’air dans Tonde de l’Est, évoque nécessairement une notion massique, d’où découle la réalité du processus cinématique. Mais surtout, la masse d’air sous les tropiques reste une réalité d’autant plus évidente que la région est plus apte à connaître successivement les conditions tropicales — les conditions habituelles — et des conditions extra-tropicales accidentelles. De tels faits seront d’autant plus vrais que la zone considérée sera plus proche du domaine extra-tropical et que la configuration géographique de ce dernier permettra plus facilement la pénétration des influences tempérées sous les tropiques.

2Les Antilles illustrent bien ce phénomène. Les Petites Antilles connaissent surtout l’air tropical et l’air équatorial. Les processus climatiques qui les concernent se situent donc hors du jeu de masses d’air très différentes. Les Grandes Antilles par contre, pour partie du moins, et en dehors de Tété, subissent, parfois fort nettement, des masses d’air contrastées. La proximité du continent nord-américain en est la principale raison. Les processus cinématiques et convectifs qui impliquent un ensemble aérologique homogène constituent donc le fait essentiel des Petites Antilles. Ils sont encore fondamentaux aux Grandes Antilles à côté des perturbations frontales dont l’importance et la netteté, variables avec les années et les saisons, ne sont jamais à négliger. Dans certains cas même, ces dernières deviennent primordiales.

3La cause est donc entendue. Le cadre général de l’explication climatique aux Antilles reste massique (les conséquences frontologiques sont surtout nettes en période hivernale, printanière et automnale). Sur cette toile de fond se placent les processus cinématiques. Ils sont d’autant plus impérieux que la région envisagée est plus étroitement soumise au contrôle d’une masse d’air uniforme. Nous montrerons d’ailleurs que ces processus cinématiques peuvent être l’héritage de phénomènes frontaux qui s’appauvrissent en cours d’évolution. Les caractères spécifiques de températures et de densité s’effacent alors. Il ne subsiste plus que les différences de vitesses et de directions des vents, au moins dans les basses couches. Les traits distinctifs des masses d’air en mouvement disparaissent. Par conséquent, les notions massiques et frontales perdent toute signification véritable.

4Le recensement des combinaisons de centres d’action et des masses d’air s’impose dans le domaine antillais. Conformément à l’esprit de la climatologie dynamique, ce recensement sera fait à partir de l’étude journalière des situations barométriques réalisées de 1929 à 1938, au niveau de la mer. Une telle analyse ne saurait pourtant être dissociée de ce qui se passe en altitude. Les calendriers de dispositions synoptiques, et les moyennes qui en sont tirées, seront donc complétés par des renseignements obtenus dans une série plus récente et plus courte. Dans ce dernier cas, il y aura confrontation journalière des situations simultanées au niveau de la mer et en altitude. En effet, l’objectif final est d’utiliser les séries anciennes qui comportent les faits dans les basses couches, mais sur un grand nombre d’années, et les séries récentes qui offrent les situations d’altitude et permettent ainsi de compléter la description et d’accéder à l’explication des processus82 .

5En étudiant les centres d’action et les masses d’air, nous nous engageons dans la voie qui permettra de définir plus loin les types de temps. Le recensement présent n’est donc que le premier pas effectué dans un sens où la complexité croissante aboutira ultérieurement à l’explication totale.

II. — LES CONDITIONS DE L’ETUDE DES CENTRES D’ACTION ET DES MASSES D’AIR AU NIVEAU DE LA MER

A) LES CENTRES D’ACTION

6Les hautes pressions subtropicales de l’Atlantique Nord, celles du Sud des U. S. A. à certaines époques de l’année, jouent un rôle important sur les Antilles, par la source ou le relais de masses d’air qu’elles constituent. Ce sont elles qui nous préoccuperont ici, de même que les basses pressions qui s’y combinent parfois. Nous exclurons la dépression équatoriale de cette étude. Nous ne ferons pas, en effet, pour l’instant, la distinction entre l’air maritime tropical et l’air équatorial. Nous nous trouverons ainsi amené à dégager surtout l’allure des alizés qui constituent les masses d’air fondamentales de notre domaine. Comme ils sont généralement peu épais, ils justifient l’étude détaillée au niveau de la mer à laquelle nous allons nous livrer maintenant.

7Les centres d’action subtropicaux de l’Atlantique et de l’Amérique du Nord se groupent en un nombre limité de combinaisons isobariques. Le recensement de ces combinaisons s’impose. Nous avons convenu que tous les centres qui les constituent devaient, pour être retenus, intervenir par l’intermédiaire des masses d’air, sur une portion du domaine antillais. Nous ferons donc éclater certaines combinaisons bien réalisées aux latitudes qui nous préoccupent, si l’un au moins de leurs centres d’action ne joue aucun rôle sur les Antilles. Un cas intéressant se présente lorsque les îles sont en partie sous l’influence d’un anticyclone atlantique, en partie sous celle d’un anticyclone continental nord-américain. Or, nous pouvons nous trouver devant deux noyaux de hautes pressions, l’un américain, l’autre atlantique, sans que le premier intervienne sur l’archipel. Les règles de formation de la combinaison isobarique à anticyclone continental et à anticyclone maritime seront réalisées, sans que nous puissions classer ce cas autrement qu’en ne considérant que l’anticyclone océanique. Ceci dit, durant la saison favorable à leur existence, les centres hauts subtropicaux continentaux affectent tôt ou tard l’archipel. Notre recensement n’est donc pas trop restrictif par rapport aux cas réalisés sur l’Amérique et l’Atlantique nord-tropicaux pris dans leur ensemble.

8Nous avons distingué sept combinaisons isobariques, d’importance qualitative et quantitative inégale, d’ailleurs, puisque le plus souvent, trois d’entre elles jouent un rôle décisif. En accord avec les lieux habituels des centres hauts et bas qui se combinent, l’indice 1 désigne les hautes ou basses pressions situées sur le S.-S.E. des U. S. A., l’indice 2, celles qui occupent la partie occidentale de l’Atlantique tropical (zone des Bermudes), l’indice 3 celles qui se situent sur sa partie orientale (zone des Açores), l’indice 4 celles qui, quoique fortement axées sur l’Eurafrique peuvent encore intervenir sur les Antilles. Un centre d’action occupant tout l’Atlantique, ou restreint à son milieu, est affecté de l’indice A. En sorte que A1 est un anticyclone américain, A2 le noyau anticyclonique des Bermudes, A3 celui des Açores et AA l’anticyclone atlantique unique. La nécessité d’une statistique complète nous a amené à des cas limites, surtout en ce qui concerne la position possible d’un anticyclone américain débordant sur l’Océan. Nous avons donc admis avec A1-2, un cas intermédiaire entre A1 et A2. De la même façon, nous signalons la position des centres dépressionnaires majeurs (D1, D1-2, D2, D3, D4, DA). En fait, seuls D1, D1-2 et D2 peuvent intervenir directement sur les Antilles.

9Les conventions étant établies, décrivons maintenant les sept combinaisons isobariques rencontrées.

1. — TYPE I (AA)

10Ce type très général est celui où un anticyclone situé sur l’Atlantique83 émet une série de flux qui baignent toutes les Antilles, ou du moins une grande partie d’entre elles. Dans le dernier cas, le reste est soumis à l’influence de la zone intertropicale de convergence, c’est-à-dire à l’air équatorial. Ce type est lié à l’arrivée sur l’archipel d’une masse d’air qui a subi fortement l’influence océanique et celle de la latitude, grâce à un long parcours sur l’Atlantique tropical. Dans le cas le plus fréquent, l’anticyclone s’étend de l’Eurafrique au continent américain, sur lesquels il peut ou non déborder (situation du 25 juillet 1935 — figure 48). Le centre d’action maritime dirige un air qui passe normalement84 au large des côtes d’Europe et d’Afrique et se dirige vers l’W.-S.W. en donnant l’azilé. Celui-ci atteindra le Nord de l’Amérique du Sud, l’Amérique centrale et antillaise et le S.-E. des U. S. A., grâce à la remontée d’une branche sur l’Ouest de l’anticyclone. Le point le plus haut de ces hautes pressions peut se fixer sur différentes longitudes. Assez fréquemment pourtant, c’est le cas dans l’exemple cité plus haut, il est centré sur la moitié E. de l’Atlantique. C’est ce qui explique l’appellation d’anticyclone des Açores dont on gratifie couramment tout centre haut de l’Atlantique subtropical boréal. Nous verrons qu’une telle appellation a un caractère par trop restrictif.

11Le cas général connaît des variantes. L’une découle directement de ce qui précède. L’anticyclone atlantique peut avoir une disposition régulière autour d’un centre haut situé dans la région des Açores. Il contrôle malgré tout la circulation des Antilles. C’est le cas A3 (très rare d’ailleurs), qui ne peut être dissocié du cas général puisque l’air qu’il émet subit les impératifs de la latitude tropicale et de la longue course sur l’Océan. Dans une situation également rare, l’anticyclone est relativement réduit et stagne au milieu de l’Atlantique ; ses bords orientaux et occidentaux restent éloignés des continents. Enfin, il peut, à l’opposé, connaître une extension considérable. Il occupe alors tout l’espace tropical atlantique en même temps que de larges portions continentales de l’Afrique et de l’Amérique. Le 24 décembre 1933 est, à ce sujet, particulièrement démonstratif (figure 49). Cette disposition modifie d’ailleurs la masse d’air tropicale humide, par intervention d’éléments pris au continent africain. B. Guilmet note que « lorsque l’anticyclone empiète sur le continent africain, des brumes dues à de fines particules de sable en suspension dans l’air peuvent être observées jusque sur la région des Petites Antilles et au-delà même »85 .

12Nous faisons en ce moment état de la position des centres d’action, et non de leur intensité. Il sera question de cela plus loin. Remarquons pourtant ici que l’anticyclone atlantique peut, tout en continuant à émettre les vents conformes à sa présence, être très faible. Nous avons, il est vrai, très rarement rencontré ce cas, avec marais barométrique sur l’Atlantique tropical, tandis que les Antilles connaissent corrélativement un alizé peu marqué.

13Le type I reflète donc une situation où les Antilles sont sous la dépendance d’une seule masse d’air, liée à un anticyclone subtropical purement ou essentiellement océanique.

2. — TYPE II (A 1-2 ou A2)

14Quand les masses d’air issues du centre, ou qu’il relaie, n’ont pas un trajet aussi considérable sur l’Atlantique tropical que dans le cas précédent, on se trouve en présence d’un deuxième type. La situation est celle d’un anticyclone unique axé, soit sur le continent américain avec débordement sur l’Océan (A1-2) soit dans la région des Bermudes (A2). Le centre d’action contrôle à lui seul, toute la circulation sur les Antilles. Pas plus que dans le type précédent, l’anticyclone considéré ne constitue un « complexe isobarique ». Son influence s’éclaire pourtant en fonction du cadre dans lequel il se trouve placé. Deux cas peuvent se produire ; ou il est accompagné par un anticyclone oriental axé, d’une façon générale, sur les Açores, ou c’est une vaste dépression qui occupe cette région. Dans le premier cas, pour que le continent américain soit immunisé, surtout au niveau des Petites Antilles méridionales, contre l’influence de l’anticyclone oriental, il faut que A1-2 ou A2 descende bas en latitude, qu’il soit séparé de A3 par un large couloir de basses pressions, (exemple du 21 janvier 1935, figure 50) ou par un front méridien bien développé (exemple du 1^er mars 1931, figure 51). Le flux de A3 remonte alors à l’Est du talweg ou du front, tandis que, plus à l’Ouest, l’air descend vers l’archipel antillais depuis le N.-N.E. Ainsi faut-il que s’établisse à peu près vers le 50^e W, une circulation méridienne entre les deux anticyclones, seul le plus occidental jouant un rôle sur les Antilles. Dans le second cas, l’air descend également vers l’archipel antillais mais son flux est appauvri de ce qui, vers l’Est, passe au Sud de la dépression des Açores (exemple du 18 février 1938, figure 52).

15Le type II se caractérise par une descente d’air généralement plus froid que dans le cas précédent. Il y a maintien de l’unité massique et anticyclonique.

3. — TYPE III (A1-A2 ou A1-2-A2)

16Deux anticyclones occupant les positions A1, A1-2, A2 peuvent se combiner pour donner des masses d’air à parcours océanique tropical limité. Nous accédons ainsi à un troisième type qui est un vrai complexe isobarique. L’exemple du 3 mai 1932 (figure 53), montre que Cuba et la Jamaïque se trouvent, du moins en partie, sous l’influence d’un anticyclone centré sur le continent américain (A1-2), avec léger débordement sur l’Océan et, de ce fait, parcours maritime restreint pour la masse d’air qui en est issue. A l’Est, Haïti, la République dominicaine, Porto Rico et les Petites Antilles sont sous celle d’un anticyclone océanique, A2. Ce dernier est en effet loin de s’étendre jusqu’aux côtes d’Europe et d’Afrique. S’il déborde quelque peu sur le 50’méridien, il n’en reste pas moins situé dans la moitié Ouest de l’océan Atlantique. Une vallée N.-S., D3, accentue l’écoulement de l’air humide et frais sur son bord oriental. La descente de cet air, dont l’histoire tropicale est courte, (sauf pour le flux de retour de A2), est rendue plus saisissante encore par la présence d’un anticyclone axé sur l’Atlantique tempéré, au large des côtes d’Europe.

17Le type III, à l’inverse des précédents, divise les Antilles en deux zones d’influence du fait de l’existence de deux centres d’action anticycloniques. Il se rapproche toutefois du type II car il ne correspond jamais, sur l’archipel, à l’arrivée d’un air tropical maritime nettement caractérisé.

4. — TYPE IV (A1-AA ou A1-2-AA)

18Le plus souvent, des deux anticyclones, l’un est à caractère partiellement continental et l’autre franchement maritime. Le second a alors une extension beaucoup plus considérable en longitude que dans le cas précédent. Il s’étend jusqu’aux côtes d’Europe et d’Afrique, et dirige sur une partie des îles (les Petites Antilles en premier lieu), un flux dont la course au-dessus de l’océan tropical rappelle celle du cas I. L’opposition entre une influence continentale, plus ou moins directe selon l’importance du débordement de l’anticyclone américain sur l’Atlantique, et une influence maritime tropicale, est donc nette (exemple du 28 novembre 1938, figure 54). La zone (plutôt que la ligne) de partage entre ces deux influences est souvent liée à un front sur les Grandes Antilles. Il s’estompe fréquemment à la hauteur de la Jamaïque. Toutefois une dépression très creusée, située au large des côtes américaines, et plus ou moins allongée vers le Sud, peut s’insinuer entre les deux centres hauts. Une circulation méridienne s’ensuit, qui ne modifie d’ailleurs pas l’opposition massique dont il vient d’être question.

19L’importance de la dépression peut être considérable sur les Bermudes. Elle amène la stricte localisation de l’anticyclone américain sur le continent, et celle de l’anticyclone océanique sur la moitié orientale de l’Atlantique tropical, (l’exemple du 9 décembre 1930, (figure 55) répond véritablement à la formule A1 D2 A3). Dans des cas de ce genre, peu nombreux dans l’ensemble, nous avons, par souci de simplification, pris en considération les deux seuls anticyclones. Nous réservons un type spécial au cas où la dépression des Bermudes n’est pas encore liée aux hautes pressions américaines. Car, lorsqu’elle est très puissante, elle crée une accumulation d’air froid très bas en latitude, ce qui donne ou contribue à donner la figure anticyclonique continentale.

20Nous verrons par la suite l’importance du type IV hors de l’hivernage. S’il se rapproche du type III par une double influence sur les Antilles, il s’en éloigne (et se rapproche ainsi du type I) par le fait qu’il implique, en dehors de l’intervention continentale, celle de l’océan tropical sur toute sa largeur.

5. — TYPE V (A2-A3)

21Le débordement de l’anticyclone américain sur mer peut devenir très important. Tout en continuant à occuper l’Est des U. S. A., il s’étend alors sur la plus grande partie de la zone des Bermudes. Il peut aussi occuper seulement cette dernière. Dans l’un comme dans l’autre cas, le centre d’action, A2, intervient sur les Antilles et n’empêche pas un noyau anticyclonique rejeté sur les Açores (A3) d’intervenir également (exemple du 1^er février 1934, figure 56). Qu’un front ou une vallée les sépare, la dualité de leurs influences est marquée par la qualité des masses d’air qu’ils dirigent. L’une a une histoire maritime tropicale courte ; l’autre arrive sur les Antilles après une évolution comparable à celle qu’ont les vents issus d’un anticyclone atlantique unique.

22Le type V diffère du premier cas du type II par le fait que la position de A2, le front ou le talweg méridien, ne réussissent pas à immuniser toutes les Antilles contre l’influence de A3. Il va de soi que ce sont essentiellement les Petites Antilles, ou même une partie d’entre elles seulement, qui connaissent normalement l’influence de l’anticyclone oriental.

6. — TYPE VI (A1, ou 1-2,-A2-A3)

23Un chapelet de trois anticyclones peut s’étendre du continent américain aux côtes d’Europe et d’Afrique. Chacun de ces centres d’action intervient sur l’archipel, par l’émission ou le relais de masses d’air de plus en plus maritimes et tropicales, au fur et à mesure que l’on va vers l’Est. L’exemple du 17 avril 1933 (figure 57) est démonstratif à ce sujet. L’Ouest de Cuba connaît une masse d’air américaine, fortement influencée il est vrai, par la position méridionale de l’anticyclone axé sur la mer du Golfe. Le reste des Grandes Antilles, et la partie septentrionale des Petites, sont affectés par un flux issu des latitudes moyennes (région de Terre-Neuve). Quant à l’ensemble de l’arc oriental, il baigne dans un air qui a parcouru l’océan tropical sur toute sa largeur. Ce type apparaît comme une sorte de synthèse des précédents.

7. — TYPE VII (D 1-2 ou 2, -AA, ou 3)

24Dans les types précédents, les anticyclones subtropicaux constituent les éléments fondamentaux des combinaisons. Ceci est en accord avec les vues classiques. Il existe cependant à l’occasion sur les Bermudes et les Açores, des dépressions puissantes. Nous avons d’ailleurs pressenti le grand rôle que peut jouer sur les Antilles une vaste et profonde dépression centrée sur l’Atlantique occidental. Cette figure isobarique peut être telle, qu’elle nécessite la distinction d’un septième et dernier type. Elle est alors presque exclusivement le fait de D1-2 ou de D2. Un anticyclone atlantique, très étendu en longitude (AA) ou réduit à la moitié Est de l’Océan (A3), l’accompagne le plus souvent. L’exemple du 1^er mars 1932 (figure 58) montre l’importance écrasante d’une énorme perturbation située sur les Bermudes. Elle déborde d’ailleurs largement à l’Est du 50° méridien, et s’accompagne d’un anticyclone oriental restreint et très décalé vers le Sud. Si la plus grande partie des Petites Antilles se trouve sous l’influence de ce dernier, les Grandes Iles, par contre, connaissent un flux de N.-W. contrôlé par la dépression. Les fronts situés sur le S.-E. des U. S. A. laissent pressentir l’arrivée de vagues d’air polaire.

25Si l’importance statistique de ce type est faible, il n’en est pas moins très important par les « coups de froid » qui peuvent en résulter, dans le voisinage immédiat de notre domaine, et sur notre domaine lui-même. Nous avons du reste déjà fait allusion à de tels faits (analyse du type IV).

8. — EN CONCLUSION

26Dans les sept types dégagés, ce sont, en accord avec la règle, les anticyclones qui dominent. Souvent ils constituent des cellules entre lesquelles se réalisent des fronts ou des vallées isobariques. Sur ces fronts ou dans ces talwegs se localisent des perturbations cycloniques mineures. De tels éléments ne nous ont préoccupé, à l’occasion, que dans la mesure où ils accentuaient ou contrariaient l’intervention des centres d’action majeurs, car jamais ils n’agissent pour modifier l’ordonnance des masses d’air. Pourtant, fronts, auges barométriques et petites dépressions ont leur importance dans les types de temps. Nous verrons qu’ils jouent un rôle éminent sur certains éléments du climat, principalement sur les pluies.

27L’analyse qualitative des complexes isobariques doit être suivie de leur étude quantitative. De ce point de vue, les types s’avèrent d’importance très inégale. C’est ainsi que les cas I, IV et V l’emportent de beaucoup sur les autres, par leur grande ou relativement grande fréquence. Pourtant certains types, peu nombreux, n’en marquent pas moins profondément le temps d’une période. Aussi fugitifs soient-ils, ils interviennent du fait de leur intensité même. Du reste, notre méthode implique une description complète du temps. Une mise en évidence de toutes les combinaisons atmosphériques possibles est la condition d’une statistique capable de traduire ce temps dans ses réalités successives. Il est vrai que les complexes journaliers ne sont pas tous aussi schématiques que ceux qui viennent d’être dépeints. L’analyste se heurte plus ou moins fréquemment aux cas difficiles à étiqueter. Il suffit de remarquer, cependant, que de tels cas constituent une minorité, et qu’une analyse serrée les ramène aux types généraux.

28Le recensement des combinaisons isobariques appelle celui des masses d’air distribuées sur les Antilles. Mais, avant d’en arriver là, il faut définir ces masses d’air, en liaison avec les centres d’action qui les émettent ou les dirigent. Ceci doit aboutir à une terminologie qui, tout en rejoignant, dans l’ensemble, celle des documents et des auteurs n’en revêtira pas moins une certaine originalité. Celle que nous allons proposer n’a donc dans notre esprit aucune valeur absolue. Elle doit simplement aider à mieux saisir la démonstration dans laquelle nous nous sommes engagé.

B) LES MASSES D’AIR

29Les « Cartes Historiques du Temps » sont, pour nous, le document de base des masses d’air, comme elles constituent celui des centres d’action86 . Une analyse stricte des premières à partir de cartes, peut paraître discutable. Notre domaine, par son ordonnance relativement simple semble pourtant à l’abri d’une telle critique. Ceci d’autant plus que les faits que nous entendons mettre en relief ont toutes les marques de l’évidence, vus du point de vue de leur dynamisme. La remarque pourrait être faite par ailleurs du peu de données dont on dispose normalement aux basses latitudes. Or, les Antilles sont l’un des domaines tropicaux où les renseignements sont les plus denses sur les « Historical Weather Maps ». Ces documents ne comportent pas, à de très rares exceptions près, d’indications massiques dans la série de dix ans utilisée ici. Nous avons donc dû fixer la chose en fonction de considérations particulières.

30Le problème de la différenciation des masses d’air et de leur étiquetage se pose donc pour nous sur le domaine antillais. Il revêt des préoccupations régionales et suppose deux séries de recherches. La première intéresse les flux d’air quand et où leurs contrastes massiques sont indiscutables. La seconde pose la question de savoir s’il faut maintenir des distinctions entre des flux différents par les sources et les cheminements, mais uniformes du point de vue massique, sur les stations qu’ils affectent. L’attitude prise finalement introduit à son tour l’idée de sa vérification.

31Nous envisagerons donc successivement le principe d’une nomenclature des masses d’air lorsqu’elles sont bien établies, celui de l’attribution massique aux limites de la notion et, à titre de vérification, la relation entre masses d’air et températures de l’air sur certaines stations antillaises.

1. — ETABLISSEMENT ET SIGNIFICATION D’UNE NOMENCLATURE DES MASSES D’AIR SUR LES ANTILLES LORSQUE LE PHENOMENE MASSIQUE EST ETABLI

32La littérature et les documents frontologiques et massiques ne montrent aucune unité de vue dans la nomenclature. Il n’y a là que des divergences d’étiquettes, traduisant des intentions démonstratives différentes. Les processus fondamentaux ne sont jamais en cause. Voir dans les alizés des masses d’air polaire87 , c’est vouloir insister sur leur origine en plaçant leur tropicalisation au second plan, afin de mieux les distinguer de l’air équatorial. Y voir des masses d’air chaudes, c’est envisager plutôt leur réchauffement face à celles qui n’ont pas connu, ou pas encore, une telle transformation. On peut souligner, en passant, que cette remarque est précieuse pour la fixation des limites du domaine de l’alizé. Nous sommes donc autorisé, afin de mieux mettre en évidence les processus antillais, à définir des états de masses d’air, sans nous écarter des données formelles, valables indépendamment de toute préoccupation régionale.

33Une masse d’air se caractérise par sa source, son cheminement et par les qualités qui en découlent. Ceci revient à dire que dans la mesure où le document synoptique permet de déceler la source et le cheminement, il renseigne sur les qualités massiques. En ce sens, nous pouvons nous appuyer sur les « cartes historiques » pour les Antilles.

34Le meilleur moyen d’avoir une idée précise des caractères de l’air, est pourtant de les mesurer en surface et dans toute l’épaisseur. En surface, deux masses d’air se distinguent par leurs points de rosée, leurs températures maximales, les totaux de nébulosité qu’elles provoquent, et surtout, par leurs 0’W. L’arrivée d’air froid dans le domaine caraïbe se marque par une chute notable dans les points de rosée, la décroissance des températures maxima et de la 0’W., et par l’accroissement de la nébulosité. Ce dernier critère est valable, il est vrai, pour un temps seulement, car si la masse d’air froide stagne en arrière d’un front, sur une station de référence, la luminosité finit par réapparaître. Une masse d’air se caractérise également, dans toute son épaisseur, par la courbe de sondage et la « courbe bleue ». L’ouvrage de M. A. Garbell88 en donne de très suggestives illustrations.

35Les étiquettes massiques que nous allons définir (Pc, Pcd, Pmt, Tm) (figure 59), reflètent des sondages types. Ceux-ci ont été dégagés sur un grand nombre de relevés d’altitude effectués au cours d’années récentes (1951 à 1962), mais en séries discontinues. Les attributions faites en vue d’une statistique cohérente sur les années allant de 1929 à 1938, l’ont donc été par analogie. Les mêmes sources et les mêmes cheminements de masses d’air aboutissent à des R. S. similaires. On a admis qu’il était possible, là où ces R. S. n’existaient pas, de maintenir le diagnostic massique, pourvu que les cartes synoptiques révèlent suffisamment l’origine et le cheminement des flux.

36Nous nous sommes alors trouvé en mesure d’étiqueter un nombre de situations illimité. Ceci a permis d’établir des statistiques reflétant des tendances indiscutables, même si, chemin faisant certains cas se révélaient douteux. Il est évident qu’il faut laisser aux résultats obtenus leur caractère général. L’étude détaillée des types de temps permettra, plus loin, d’aller plus avant dans le détail. Ce qui, chaque fois d’ailleurs, confirmera le bien fondé de notre point de vue de départ.

37Les deux masses d’air fondamentales sont l’air polaire continental (Pc) et l’air tropical maritime (Tm). La première englobe à la fois l’air polaire et l’air arctique de divers auteurs. La seconde recouvre ici par convention, l’air équatorial. Nous n’avons pas, en effet, pour l’instant, de préoccupations concernant les affrontements de la Z. I. C. Quant aux types de transition, ce sont Pcd-air polaire continental, dégénéré par l’influence progressive de l’Océan, et Pmt-air polaire maritime, tropicalisé par l’intervention progressive des basses latitudes. Nous préférons Pcd à Pmf (polaire maritime froid)89 et Pmt à Pmc (polaire maritime chaud) (89). Les étiquettes Pcd et Pmt traduisent bien la dégradation maritime et la tropicalisation de l’air polaire.

38Il s’agit donc, dans notre esprit, de distinctions génétiques. Elles répondent beaucoup mieux au dynamisme des centres d’action étudié plus loin, que les nuances qualitatives que nous évitons90 .

39Avant de préciser les quatre types retenus, dans leurs relations avec les centres d’action, il est bon de faire une importante mise au point.

40Lier, comme nous allons le faire, les masses d’air aux centres d’action et à leurs positions successives, n’implique pas forcément que les premières naissent des seconds. Dans certains cas, ces centres d’action ne sont que des relais, des centres directeurs secondaires.

41Quand les météorologistes de Cayenne parlent d’air polaire pour désigner l’alizé boréal, ils assignent à l’anticyclone subtropical maritime un rôle de direction à l’égard de l’air tempéré rabattu vers les basses latitudes. Sur le continent nord-américain, l’anticyclone hivernal peut n’être que le relais permettant à l’air arctique (et non polaire) de descendre directement vers les tropiques. Les hautes pressions américaines sont alors concevables comme une conséquence et non une cause, avec possibilité pour l’air arctique méridien de construire sur sa droite, selon les règles de la dynamique, les hautes pressions, et sur sa gauche, les basses pressions. Le fait est que les anticyclones hivernaux de l’Amérique du Nord s’accompagnent toujours de dépressions sur le proche Océan. On peut d’ailleurs très simplement replacer les premiers dans le secteur froid situé à l’arrière des secondes, en marche vers l’Est.

42Quelle qu’en soit la genèse, l’anticyclone continental est froid. Or, là encore, une remarque est à faire. Il nous arrivera de lier ces conditions thermiques au continent hivernal, c’est-à-dire au substratum. En ce sens, nous impliquerons que les pressions sont la conséquence des basses températures du sol. A l’opposé, on peut concevoir que les températures liées à l’intensité du rayonnement nocturne, sont la conséquence de l’anticyclone. Si l’on admet alors que la construction de celui-ci dépend du dynamisme du flux, on ne se trouve plus en présence d’une figure isobarique à caractère thermique. Quoi qu’il en soit, la présence du continent froid reste, selon nous, fondamentale. C’est pourquoi nous maintenons à l’anticyclone nord-américain une genèse au moins partiellement thermique. Celui-ci, d’ailleurs n’est autre que l’anticyclone du « Manitoba », l’équivalent statistique de celui de « Sibérie ».

43Sources ou relais, les centres d’action, et l’anticyclone froid nord-américain entre autres, n’en éclairent pas moins de façon rigoureuse, les conditions thermiques et l’humidité sur les Antilles. Ce sont bien leurs vicissitudes, le déplacement des anticyclones mobiles aux latitudes subtropicales en particulier, qui amènent les modifications thermiques sur l’archipel. Causes ou conséquences de masses d’air, ces centres d’action représentent la source la plus directe de celles qui intéressent notre domaine d’étude.

44a) Pc. — Nous considérons que l’air polaire continental sur les Antilles arrive directement du continent, ou connaît sur mer un trajet très limité. La « source » d’une telle masse d’air est très variable. Elle va des Montagnes Rocheuses à la région de New York-Terre-Neuve en passant par l’intérieur du Canada et des U. S. A. Ceci s’accorde avec la variabilité dans la position et la forme des anticyclones américains et des dépressions bermudiennes. L’étiquette Pc recouvre d’ailleurs tout air continental qui apporte un certain refroidissement sur les Antilles. Ce flux peut être jusqu’à de l’air polaire pacifique provoquant un refroidissement sur la Caraïbe après être passé sur les U. S. A.91 .

45L’étiquette Polaire continental se discute. Deux cas, en particulier, demandent à être précisés si l’on se réfère à la façon dont nous l’avons attribuée, par désir de simplification. C’est ainsi que Pc a été retenu pour un air issu du continent hivernal, et distribué par un anticyclone restreint situé très bas en latitude (Mexique, extrême S.-E. des U. S. A., mer du Golfe). Il n’y a pas vraiment là air polaire. Toutefois un tel anticyclone appelle pratiquement toujours, sur sa face orientale, un flux continental plus froid que celui à la rencontre duquel il va sur l’archipel. Un anticyclone américain, estival cette fois, peut glisser vers les latitudes subtropicales, tout comme en hiver. Ce centre d’action intervertit alors la marche habituelle des vents d’été, car il crée un flux de N.-N.E. sur le Sud de la Floride et une partie des Grandes Antilles. Une telle situation pour laquelle nous maintenons Pc est exceptionnelle. Elle se réalise assez rarement en mai, juin et septembre, plus rarement encore en juillet et août. Heureusement pour la signification thermique du recensement massique. Car si l’air qui sort ainsi du continent est sec, il n’est pas beaucoup moins chaud que celui des basses latitudes océaniques.

46Pc correspond donc bien, dans l’ensemble, avec des caractères thermiques spécifiques, à un air plus froid et moins humide que celui qui vient de l’Océan. La configuration de l’archipel antillais et du continent voisin, indique qu’un tel air atteindra très rarement les Grandes Antilles orientales (sauf intervention d’une dépression bermudienne puissante et bien située), et à plus forte raison les îles de l’Est. Il se localisera le plus souvent sur la partie occidentale de Cuba, la Floride et le Nord des Bahama. Pc est, sur les Antilles, le fait de A1, de D1, de D1-2 et de D2.

47b) Pcd92 — A partir du moment où il effectue un certain trajet maritime à l’Est des U. S. A., l’air polaire continental subit une transformation. Il devient de l’air polaire maritime froid. Ceci se produit quand A1 déborde lui-même sur l’Océan. Ainsi les qualités de la masse d’air se modifient en fonction du dynamisme de sa source. L’importance statistique de Pcd est grande car, à la mobilité des centres d’action, s’ajoute l’influence du recul progressif vers l’Ouest de la côte orientale des U. S. A., au fur et à mesure que l’on descend en latitude. Pcd constitue donc la masse d’air froide la plus courante sur les Grandes Antilles. Elle est le fait de A1-2, de D1-2 et de D2.

48c) Pmt93 — Sur les Antilles, il s’agit d’un air tropical neuf. Il peut être l’air de retour d’une cellule A2 ou descendre directement des hautes latitudes sur sa face orientale. Dans le premier cas, la tropicalisation est déjà poussée, dans le second (qui se combine du reste avec le précédent dans la réalité), elle est beaucoup moins complète. C’est à ce sujet que l’on parle encore d’air froid pour désigner Pmt. Ce cas est fréquent dans l’analyse du temps effectuée aux Antilles françaises. Ainsi Pmt recouvre soit un air tropical de transformation récente, soit un air en voie de transformation. Ceci peut lui permettre de garder certains caractères de son précédent état, Pcd. Pmt est distribué sur les Antilles par A2.

49d) Tm94 — Le stade ultime de la tropicalisation est réalisé quand l’anticyclone qui dirige l’air lui impose de prendre son trajet vers l’Ouest, bas en latitude, et à partir de la marge orientale de l’océan Atlantique. Nous avons réservé le terme de Tm à une masse d’air qui, comme la précédente, descend des latitudes tempérées, mais a connu, avant d’arriver aux Antilles, le plus long trajet maritime possible dans la zone tropicale. Tm est le fait de AA, de A3, voire de A4. A4 constitue une exagération continentale eurafricaine de A3.

50Les masses d’air apparaissent étroitement liées aux centres d’action définis dans le cadre des combinaisons isobariques. Pour ces dernières, les distinctions opérées correspondent à un nombre limité d’états barométriques. Or, leur succession se réalise grâce au déplacement des centres d’action, exactement comme l’enfant crée un nombre limité de figures avec les éléments d’un jeu de construction. Nous verrons plus loin l’importance de ce fait. Nous ne pouvons pourtant pas l’ignorer au moment de définir les masses d’air dans leur contexte évolutif.

51Le 6 décembre 1937 (figure 60) règne un air polaire sur l’extrémité occidentale de Cuba, grâce à la présence de A1 sur le continent. Le déplacement de cet anticyclone vers l’Est, le 7, aboutit au débordement de la masse d’air sur l’Océan. Une transformation progressive s’opère, dont il résulte Pcd (ou Pmf : air polaire maritime froid). Autre exemple à partir du 14. Ce jour-là (figure 61), Pcd domine sur les Grandes Antilles à la suite du glissement vers l’Est d’un anticyclone localisé primitivement sur les U. S. A. Le mouvement se poursuit les jours suivants et donne les 16 et 17, A2, le noyau des Bermudes. L’air émis change progressivement lui aussi de nature et passe à Pmt (avec le double aspect d’un air tropical de retour et d’un air polaire en voie de tropicalisation). Le déplacement de l’anticyclone toujours plus à l’Est, et sa fusion avec un noyau de hautes pressions situées sur les Açores, provoque finalement à partir du 18 la transformation de Pmt en Tm.

52A certains moments de l’année il y a donc un véritable cycle des masses d’air sur les Antilles, lié au dynamisme des centres d’action et de leurs combinaisons isobariques.

2. — LE PROBLEME DE L’ATTRIBUTION MASSIQUE AUX LIMITES DU PHENOMENE

53Les masses d’air sont cloisonnées, sur les documents, par des fronts qui indiquent leurs différentes natures. Or, dans le domaine tropical, ces fronts s’effacent par frontolyse, au fur et à mesure qu’ils se rapprochent de l’Equateur. C’est ainsi qu’aux Antilles, pendant la période où elles sont habituellement bien marquées sur une partie de l’archipel, les masses d’air peuvent s’uniformiser, leurs flux gardant seuls l’empreinte d’origines différentes. Il est donc difficile, à partir d’une certaine latitude, et à certains moments de l’année, de fixer la nature de l’air régnant sur telle ou telle station. La difficulté est encore accrue du fait de la disjonction des directions de vents et des courbes isobariques, surtout sous le 20^e parallèle. C’est alors à la seule direction générale des vents qu’il faut se référer.

54A la vérité, il n’y a plus de masses d’air distinctes entre deux stations sur lesquelles diffèrent seulement les directions et les vitesses du vent. Donner à leurs flux respectifs l’étiquette valable pour chacun d’eux dans la partie amont (c’est-à-dire là où la distinction massique est encore réelle), peut sembler abusif. Il ne faut pas oublier pourtant qu’une masse d’air se caractérise par son origine et son mouvement autant que par sa densité, son humidité et sa température. Le maintien de deux étiquettes pour des airs qui sont à la limite de l’uniformité thermique, indique que le mélange n’est pas encore vraiment effectif. Surtout cette position même introduit les phénomènes cinématiques. Dans certains cas, ils doivent être considérés comme de simples appauvrissements des processus frontaux et ne peuvent, à ce titre, être dissociés eux-mêmes des centres d’action et des complexes isobariques qui les créent et les entretiennent.

55Il est classique, depuis le deuxième conflit mondial, d’opposer phénomènes frontologiques et cinématiques. Nous n’interviendrons pas ici dans le détail de vues qui ont été décrites par E. Palmer95 et P. Pédelaborde96 . Elles ont souvent amené les météorologistes à expliquer différemment les mêmes domaines. Il n’y a pour ainsi dire aucune commune mesure entre les conceptions tropicales de Garbell et d’Eaker.

56Face aux positions tranchées, la « Météorologie Nationale » française réalise une sorte de synthèse ; elle concilie des conceptions apparemment exclusives l’une de l’autre. En ce sens, l’archipel antillais paraît très favorable à l’étude des rapports qui peuvent exister entre phénomènes massiques, frontologiques et cinématiques. Ainsi se justifie l’allusion rapide que nous devons faire ici à des processus qui, de prime abord, semblent exclus d’une étude « massique ».

57Les lignes de discontinuité intertropicales ont des origines diverses (et pas toujours bien établies). Les partisans les plus convaincus des vues cinématiques n’excluent pas le passage d’un front à une ligne de convergence, de part et d’autre de laquelle ne subsistent que les différences de vitesses et de directions dans les vents. Envisageons donc, à la limite des notions massiques et frontologiques, un cas de shear-line et un cas de surge-line. Pour cela, rappelons simplement les idées émises par B. Guilmet97 .

58Les shear-lines sont, horizontalement, des discontinuités dans la vitesse et la direction des flux. Les surge-lines constituent des discontinuités de vitesse seulement. Les premières dérivent fréquemment d’un front froid qui a perdu tout contraste de densité, au moins dans les basses couches. C’est en ce sens que les cartes 1, 2 et 3 (figure 62) révèlent une frontolyse avec maintien en G (carte 3) d’une ligne de cisaillement dans le champ des vents. On peut trouver les shear-lines « entre deux anticyclones fortement décalés en latitude l’un par rapport à l’autre, le septentrional plus puissant ayant tendance à absorber le méridional »98 . C’est là une tendance générale. Dans ce cas « le stade final étant la disparition quasi totale du flux d’Ouest le long de la shear-line, il n’y a plus que changement de vitesse et passage progressif à une surge-line »99 (voir carte 4, figure 62). Ainsi, lignes de shear et surge-lines répondent à la poussée d’« anticyclones puissants qui déferlent des U. S. A. vers l’Atlantique central »100 (figure 63). Même où les fronts s’estompent, c’est-à-dire là où, au moins en surface, disparaissent des discontinuités thermiques liées aux densités, la pluie subsiste par maintien des processus mécaniques. Le passage des uns aux autres est bien exprimé par les ondes froides, aiguës à Cuba, à la Jamaïque et à Hispaniola. Leur sévérité diminue au moment où elles atteignent Porto Rico. Elles poursuivent fréquemment sur les Petites Antilles et la Guyane, sous forme de vagues de pluie et de forte nébulosité, sans chute corrélative dans les températures.

59Ceci soulève le problème des expressions qui désignent divers fronts de la zone tropicale, ou plus souvent encore, le même phénomène. Il faudrait revoir les termes de « front froid », « front tempéré », « front des alizés », « front méridien », « front tropical » et les confronter avec ceux qui évoquent les perturbations cinématiques. Il en résulterait certainement une simplification, et des conceptions et de la terminologie.

3. — MASSES D’AIR ET TEMPERATURES DE L’AIR

60Le défilé des masses d’air sur une station y est responsable de la variation des éléments du temps : vents, températures et pluies. D’une façon générale, il y a aux Antilles liaison entre la nature de l’air et la direction des vents. Tandis que Pc et Pcd viennent du Nord et du N.-N.E., Pmt de N.-N.E. à E.-N.E., Tm vient d’E-.N.E. à E.-S.E. Nous n’aborderons pas ici le problème des pluies. Nous envisagerons par contre en elles-mêmes, c’est-à-dire en tant que réactif des masses d’air, certaines variations thermiques101 quotidiennes sur les Grandes Antilles.

61Nous avons abouti précédemment à l’idée d’un cycle des masses d’air, en accord avec le déplacement de leurs sources et de leurs trajectoires. Or, ceci se répercute sur le rythme journalier des températures. Mais, plus elles s’enfoncent dans la zone tropicale, plus les masses d’air perdent de leur individualité. Il y a donc des stations en même temps qu’une période de l’année, où le rythme thermique est particulièrement bien ressenti et démonstratif. En fait, c’est là où l’on est le plus proche du continent hivernal et le mieux exposé à ses vents dominants, que les variations thermiques sont les plus grandes. Il est donc bon de se placer d’abord en hiver, et de choisir des stations situées sur les façades septentrionales des Grandes Antilles, ou encore sur les îles basses qui les précèdent au Nord. C’est pourquoi nous envisageons les variations massiques et thermiques à Miami, à La Havane, à Nassau, aux Iles Turks et à San Juan, tous points proches du niveau de la mer.

62Nous grouperons Pc et Pcd, Pmt et Tm, afin d’obtenir des corrélations générales et parlantes.

63Le but est de voir si le rythme des masses d’air évolue dans le même sens que les températures des différentes stations choisies. S’il en est bien ainsi, l’accord ne peut être fortuit. En décembre 1937 (figures 60, 61, 64, et tableau 16) le parallélisme est évident. Il est même particulièrement démonstratif dans la première moitié du mois. C’est durant cette période que nous envisagerons les événements en premier lieu.

64Miami ne connaît alors que l’air polaire continental ou maritime et subit les températures les plus basses. En outre, les apports américains non dégénérés, des 6, 10 et 11, précèdent les chutes les plus brutales du thermomètre (7 et 12 décembre). Une première régression, le 3, est à lier pareillement à une poussée polaire continentale qui se situe peu avant le premier décembre. Ainsi, le rythme des températures, environ jusqu’au 15, reflète à Miami trois advections froides successives. La remontée du thermomètre après chacune d’entre elles correspond à la diminution de leur intensité et à leur dégénérescence. Les cycles de masses d’air se trouvent confirmés. La régression thermique du 3 répond au cycle massique de A (dans un triangle), celle du 7 au cycle de A (dans un double cercle), celle du 12 à celui de A (dans un carré). Ce dernier est le plus complet puisque son anticyclone émet tour à tour sur Miami Pc, Pcd, Pmt et Tm. D’où le relèvement très sensible et durable de la température en fin d’évolution.

65A La Havane, la progression est identique. On y retrouve un régime polaire et, malgré les lacunes dans les données, les trois poussées cycliques relevées au Nord du détroit de Floride. Quoique l’arrivée d’air continental soit moins nette ici, il y a quand même du 11 au 13, corrélation entre air polaire « neuf » et abaissement de la température. Les températures minimales ont un certain retard par rapport à celles de Miami. Ce décalage est dû aux conditions géographiques : plus grand éloignement de la capitale cubaine à l’égard des sources froides, mais surtout intercalation, entre les deux stations, des eaux chaudes du Gulf Stream naissant. Ce dernier fait explique que les contrastes thermiques soient moins accusés au Sud du détroit qu’au Nord.

66A Nassau, les basses températures (du moins en ce qui concerne les deux premières pointes), sont moins décalées par rapport à Miami que ne le sont celles de La Havane. Le fait s’explique ; Nassau est plus septentrional que la ville cubaine. Par contre, les variations thermiques sont plus comparables à celles de La Havane qu’à celles de Miami. Il faut sans doute faire intervenir ici l’influence des eaux chaudes du « Golfe » au-dessus desquelles l’air a le temps de se réchauffer partiellement.

67Les îles Turks, moins marquées par les flux froids, n’en gardent pas moins les caractères dégagés plus haut. Jusqu’au 15, l’air polaire dégénéré (Pcd) reste prédominant. Les trois chutes de température subsistent. Ceci est très important si l’on constate que ces îles se situent « au vent » d’Hispaniola et à 150 km seulement de sa côte Nord. Il est évident que Puerto Plata connaît le même rythme thermique et massique. Avec Saint-Domingue toutefois, l’effet des trois cycles doit s’estomper. Plus à l’Est, il ne disparaît cependant pas complètement.

68A San Juan, les descentes froides deviennent rares. Porto Rico à l’inverse de Miami, des Bahama et des autres Grandes Antilles, cesse d’être, durant la période envisagée, sous l’influence exclusive ou seulement essentielle, de l’air polaire. Toutefois, le synchronisme entre masses froides et température se maintient. Les baisses du thermomètre entre le 5 et le 15 sont en relation avec l’arrivée de Pcd, c’est-à-dire avec les première et troisième poussées d’air froid reconnues sur les autres stations.

69Dans la deuxième moitié de décembre, cet air n’est plus seul, ou quasi seul, à régner sur Miami, La Havane et Nassau. Il n’est plus que tout à fait accessoire aux îles Turks, et devient même inexistant à Porto Rico. La confrontation des températures et du rythme des masses d’air durant cette seconde période, n’en révèle pas moins des faits très importants.

70A Miami, aux poussées polaires continentales des 19, 20 et 24, correspondent des chutes corrélatives dans la température. Si le phénomène est net, il est pourtant incomparablement moins accentué que dans les cas précédents. L’anticyclone qui se situe le 18 sur le Sud des U. S. A., et distribuera le lendemain Pc sur une partie des Antilles constitue, par sa faiblesse relative, un premier élément d’explication. Il faut tenir compte également du fait que l’efficacité de l’air froid diminue, à partir du moment où son temps d’application sur une station se trouve restreint. En d’autres termes, dans la première quinzaine, c’est non seulement la « qualité » massique de l’air polaire, mais aussi sa permanence, qui explique le très fort creusement des températures à Miami. Au demeurant, l’invasion froide due à un fort anticyclone (ou à une forte dépression bermudienne) a toutes les chances de « durer ».

71A La Havane, du 16 au 31, l’influence de Pc et de Pcd sur les températures est plus faible encore qu’en Floride. Le rôle des eaux chaudes du détroit paraît donc d’autant plus net que le régime des vents de N.-N.E. est plus restreint. A Nassau il semble bien (encore que l’absence de relevé, le 20, se fasse lourdement sentir) que les masses plus froides ne réussissent plus à abaisser la température. Aux îles Turks, toutefois, la liaison se maintient entre vent froid du 26 et abaissement de la température du 27. Quant aux variations de température à San Juan, elles paraissent déterminées par des fluctuations de nébulosité (et sans doute de précipitation) sans relation, du moins étroite, avec les processus massiques.

72Ainsi, pour être ressenties profondément, il faut d’abord que les masses d’air agissent le plus longtemps possible sur la station considérée. Il faut ensuite que les centres d’action qui les émettent soient suffisamment puissants pour permettre une ponction d’air, haut en latitude, et une expulsion rapide et vigoureuse vers l’Equateur. Il convient en effet, que l’air évolue le moins possible durant son transfert méridien. Il est nécessaire enfin que le point d’aboutissement de l’air froid ne soit point trop éloigné du continent émissif, ou qu’il n’en soit pas séparé par une barrière d’eaux chaudes par trop efficace.

73Dans l’analyse qui précède, ce sont les anticyclones qui interviennent. Or, de fortes dépressions bermudiennes peuvent avoir des effets comparables. D’ailleurs ces dépressions finissent toujours, par accumulation d’air froid, par être accompagnées d’anticyclones sur l’Amérique du Nord.

74Le 1^er mars 1932 (tableau 16) règne sur l’Ouest de l’Atlantique une puissante zone basse (figure 58). Elle y restera jusqu’au 16, prenant à certains moments une position relativement septentrionale, ou s’accompagnant d’un anticyclone continental américain. Ceci, d’après nos conventions, la fait disparaître de plusieurs complexes isobariques. Quoi qu’il en soit, même dans une telle disposition, son importance reste majeure sur les Antilles, (figure 65).

75A Miami, les poussées d’air froid des 7, 10 et 14 sont en corrélation parfaite avec l’abaissement de la température. Une corrélation du même ordre se situe au début du mois. A La Havane, la tendance se retrouve les 1^er, 8 et 14. Le parallélisme avec Miami est donc net, sauf en ce qui concerne la poussée du 10 qui, en Floride, ne semble pas avoir de prolongement sur Cuba. La régresion du thermomètre le 17 à La Havane ne paraît, de son côté, pas répondre à un flux évident d’air froid. Ceci reste vrai pour Nassau. Les corrélations y sont nettes les 1^er, 7 et 14. En outre, pas plus qu’à La Havane la poussée continentale du 10 ne semble s’y faire vraiment sentir. Il faut signaler cependant l’apparition d’un creusement des températures le 4, que l’on ne retrouve, beaucoup plus marqué d’ailleurs, qu’aux îles Turks. On peut voir dans cette régression l’effet des masses froides des 2 et 3. Seule une analyse détaillée permettrait de dire pourquoi celles qui règnent alors à La Havane et à Miami n’ont pas le même effet. Aux îles Turks, on retrouve les poussées du 8 et du 16. Elles répondent à celles des 7 et 14 de Miami. Faut-il voir, en outre, dans le recul de la température du 12 une réponse à la poussée visible à Miami le 10 ? Quant à la station de San Juan, elle offre, tout au plus, de faibles corrélations massiques et thermométriques le 2 (et peut-être le 5, en accord avec la pointe du 4 aux îles Turks).

76Dans la deuxième moitié de mars, les liaisons se maintiennent à Miami (les 25 et 29), à La Havane (les 26 et 29) et à Nassau (le 29). Peut-être des masses d’air, dont le réchauffement n’est pas encore complet, interviennent-elles sur les températures à Nassau, aux îles Turks, le 26, et à San Juan les 26 et 30.

77Dans les premières quinzaines de décembre 1937 et mars 1932, de belles poussées froides apparaissent. Il faut constater tout d’abord que, bien que les combinaisons isobariques y soient sensiblement différentes, les effets en sont pratiquement identiques. Il faut remarquer ensuite que la position du continent nord-américain par rapport aux différentes Antilles, est un point capital pour l’appréciation des effets massiques polaires. Il en est de même de la répartition des eaux chaudes. De ce point de vue, nous avons pu parler du rôle de frein, ou même de barrière, que jouent le détroit de Floride et la zone maritime située entre Miami et Nassau. Moins de 400 km séparent la Floride de Cuba, un peu plus de 300, Miami de Nassau. Or, il est saisissant de voir quelle différence de température règne, entre le continent et les postes antillais avancés, au moment où une même masse d’air y provoque les températures les plus basses. La poussée la plus profonde de décembre 1937 occasionne le 7, à Miami, une température de l’ordre de 4°4 à 1300 G. M. T. ; à Nassau elle est, dans des conditions massiques identiques, de 20°5. Le 7 mars 1932, la température est d’environ 6°5 à Miami, alors qu’elle est dans le même temps, de 19° à Nassau, et le lendemain d’un peu moins de 16° à La Havane.

78Les eaux chaudes du « Golfe » constituent, au point où elles débouchent sur l’Atlantique, un facteur puissant d’apaisement, voire de disparition, des effets réfrigérants continentaux à l’arrivée sur les îles. C’est là un exemple remarquable de l’intervention des conditions géographiques sur les données météorologiques. C’est surtout un fait capital concernant le problème des limites septentrionales de notre domaine d’étude. Les Antilles, climatiquement parlant, s’arrêtent vers le Nord, où s’arrête l’archipel. Elles se terminent à une puissante limite thermique qui joue d’ailleurs surtout en hiver. Constatation logique si l’on pense que l’importance des températures devient essentielle hors du domaine tropical, constatation féconde aussi, si l’on se souvient que vers le Sud, la limite antillaise est pluviométrique.

79Le bilan hivernal nous permet ainsi des remarques fondamentales. Il n’en doit pas moins être replacé dans le cadre de l’année. La figure 66-1 montre les températures connues à Miami, La Havane et San Juan en janvier 1935, où l’influence « refroidissante » du continent a été normale pour l’époque, et en janvier 1937, où le régime massique a été contrôlé de façon tout à fait exceptionnelle par Tm. Or, la moyenne thermique à 1 300 G. M. T., est, sur les trois stations, la plus élevée en 1937. Les réactions s’opèrent donc sur le front des Grandes Antilles dans le même sens qu’à Miami. Pourtant, si la variation moyenne est faible à La Havane et à San Juan (de l’ordre d’un demi degré à un degré environ), elle est beaucoup plus considérable à Miami (7°, approximativement). L’effacement des vicissitudes massiques aux Antilles, à l’égard de ce qui se passe sur le continent, est bien confirmé.

80Un problème se pose pourtant ici. Pourquoi, en janvier 1937, par régime Tm, Miami devient-il plus chaud que La Havane et se rapproche-t-il de la température connue à San Juan ? Pour répondre, il faut souligner que Tm est un flux venant de l’Océan, c’est-à-dire de l’Est ou de l’E.-S.E. L’inversion thermique entre Miami et La Havane de janvier 1935 à janvier 1937 peut donc s’expliquer par les modifications de la masse d’air. Elle ne connaît pas, dans le second cas, à Cuba, le réchauffement ultime qu’elle a subi après être passée sur les eaux chaudes du courant de Floride. Ainsi est confirmé le rôle de frein ou de barrière joué, habituellement en hiver dans le sens contraire, par les eaux tropicales débouchant sur l’Atlantique. A la vérité, d’ailleurs, nous touchons là, à l’explication d’un fait plus général.

81La figure 66 (2 et 3) montre que la variation des températures au cours de l’année 1935 est, dans une assez large mesure, liée à celle du régime des masses d’air. Pour que les courbes thermiques et massiques soient de même allure, il a été envisagé les vicissitudes de Pmt et Tm. Miami et La Havane ont, de janvier à avril et d’octobre à décembre, une allure massique qui implique une forte intervention des masses froides. Les températures connues à 1 300 G. M. T. par ces stations sont en accord avec un tel fait. Les courbes massiques et thermiques aux îles Turks et à San Juan sont plus écrasées, ce qui est logique. Toutefois, Miami a un graphique beaucoup plus ((continental » que les autres lieux d’observation. Si l’hiver y est plus froid, il y fait plus chaud qu’à La Havane de mars à octobre et même, en juillet et août, qu’à San Juan. Et ceci, au moment, (croquis 3), où les stations voient s’opérer l’égalisation du régime massique. Etant donné le sens du flux alors connu par Miami, il faut tout de suite éliminer l’explication qui vient d’abord à l’esprit, à savoir l’influence du continent subtropical surchauffé. Cette influence, certes, n’est pas à exclure pour les cas, peu courants, où les vents arrivent des U. S. A. Mais c’est fort peu de chose. L’essentiel est à rechercher dans la généralisation du fait relevé en janvier 1937, lorsque les conditions massiques et les directions de vent étaient, exceptionnellement, ce qu’elles sont habituellement sur Miami en été. Il faut donc voir dans les fortes températures de Miami, qui dépassent à cette saison celles de La Havane et même celles de San Juan, l’influence ultime des eaux du « Golfe ».

82A San Juan, la comparaison du graphique massique, (dont la variation est pratiquement nulle tout au long de l’année 1935) et de la température, (dont les écarts ne sont pas négligeables), mérite également réflexion. Cette disharmonie entre masses d’air et relevés thermométriques s’explique par les vicissitudes saisonnières du bilan radiatif du Soleil, en accord avec son mouvement latitudinal apparent. Il est vrai qu’à l’intérieur de la zone tropicale, ce bilan varie peu d’un point à un autre et, en un point donné, d’un bout à l’autre de l’année. Cependant, Porto Rico est assez proche du Tropique pour que l’évolution saisonnière y engendre un bilan thermique contrasté. Mais surtout, le Soleil agit par éléments interposés (terres et mers) sur les masses d’air. Les transformations sont alors radicales et amènent la modification des étiquettes, ou limitées ; dans ce cas, elles en changent seulement quelque peu le contenu. Dans celui qui nous préoccupe, il y a intervention des variations saisonnières du Soleil sur la température de Tm, par l’intermédiaire des eaux de l’Atlantique (figure 67). En sorte que Tm de janvier et de février n’est pas aussi chaud que Tm de juillet ou d’août.

83Les régimes, en faisant intervenir des masses d’air différentes, expliquent l’essentiel des vicissitudes thermiques sur les stations. Il ne faut pas oublier pourtant que s’ajoutent les variations saisonnières, à l’intérieur même des étiquettes. Pc estival n’a rien de comparable avec Pc hivernal. De même, Tm en été n’a pas même valeur que Tm en hiver. Il est vrai que la nature maritime de ce dernier flux en limite les modifications thermiques internes.

C) CONCLUSION SUR LES CENTRES D’ACTION ET LES MASSES D’AIR AU NIVEAU DE LA MER

84La corrélation entre systèmes isobariques et masses d’air sur les Antilles est établie. Mais la notion de masse d’air a pour nous un sens large, puisque nous maintenons aux complexes de pressions toute leur valeur, dès que les variétés massiques, au sens strict, ont disparu. En d’autres termes, suivre, dans leur succession habituelle, les combinaisons isobariques sur l’Atlantique et l’Amérique, c’est non seulement rendre compte aux Antilles, des masses d’air et de leurs effets frontaux, mais aussi d’une partie des phénomènes cinématiques. La statistique des centres d’action et des flux d’air, au sens où nous les entendons, se justifie donc pleinement.

85Il est bien évident, cependant, qu’entre les situations typiques il y a toutes les nuances ; ce qui est une difficulté dans une étude quantitative. Dans la mesure où des cas douteux interviennent, il faut trancher. L’attribution a donc parfois quelque chose de formel, parce que nous nous trouvons aux limites des notions énoncées et des critères appliqués. La connaissance de la structure verticale dans de tels cas ne viendrait pas toujours à notre secours, puisque certains sondages reflètent eux-mêmes des conditions limites.

86Nous ne dissimulerons donc pas que les questions d’attribution, appliquées à 3 650 cartes environ, nous ont rendu plus d’une fois perplexe. Nous évoquons nos difficultés parce que nous croyons qu’une construction n’a de signification que par la connaissance des matériaux employés. Or, seuls les scrupules et la critique interne permettent d’en maintenir la qualité. C’est pourquoi, ceci dit, nous pouvons souligner que la tentative menée nous semble fructueuse. Réalisée sur une longue série de documents, elle livre des faits irréfutables. Elle reconstitue en effet image par image le film des événements atmosphériques au niveau de la mer. Certaines attributions auraient pu être faites sans doute sous une étiquette voisine ; certaines ont peut-être mal traduit quelques cas isolés. Le bilan définitif n’en est pas moins juste, car les faits indiscutables sont de loin les plus nombreux.

87Lorsque le film passe sur l’écran, seule l’harmonie des bonnes images est perceptible. C’est à l’élaboration et à l’observation du film des centres d’action et des masses d’air que nous allons maintenant nous consacrer.

III. — LES COMPLEXES ISOBARIQUES : ETUDE STATISTIQUE ET GENETIQUE

A) ETUDE STATISTIQUE DES COMPLEXES ISOBARIQUES AU NIVEAU DE LA MER

1. — LES ANTICYCLONES « STATISTIQUES »102

88La carte mondiale des pressions annuelles de l’Atlas de Bartholomew montre que de hautes pressions s’étendent aux latitudes subtropicales, de l’Amérique du Nord à l’Eurafrique, avec centre haut sur les Açores. Pourtant, l’anticyclone des Açores ne constitue pas un fait permanent et exclusif. Les dispositions « statistiques » mensuelles (figure 68) révèlent de notables variations dans l’allure saisonnière des noyaux isobariques. En janvier et février, il y a bipartition des éléments anticycloniques les plus vigoureux. Les pressions maximales sont alors centrées sur l’Amérique du Nord et l’Eurafrique, avec débordement plus ou moins sensible sur l’Océan. Les talwegs se situent sur le 50° méridien et séparent le noyau occidental du noyau oriental. En mars et avril, les hautes pressions continentales ont disparu ; une faible cellule maritime apparaît sur le 30° méridien. De mai à septembre le centre haut atlantique se trouve considérablement renforcé, tandis que les régions proches, sur les continents, restent le siège de plus basses pressions. D’octobre à décembre, l’anticyclone océanique subsiste mais il n’est plus exclusif ; les centres hauts réapparaissent en effet en même temps sur terre.

89Plusieurs éléments saisonniers retouchent donc les dispositions annuelles. C’est au cours de trois périodes essentielles, que l’image isobarique se modifie. La première correspond à janvier et février (mars et avril étant des mois de transition), la seconde va de mai à septembre, la dernière d’octobre à décembre. Dans ce cadre tripartite, les anticyclones « statistiques » mensuels montrent que tantôt dominent les hautes pressions continentales, tantôt les hautes pressions atlantiques, tantôt à la fois les unes et les autres. D’une façon générale, l’opposition est entre un style hivernal à deux noyaux surtout continentaux, et un style estival à centre maritime unique.

90L’étude statistique de ces faits va être reprise, en considérant les individus isobariques dans leur réalité journalière et leur mode de succession. Un schéma sera reconstitué, qui ne différera pas de celui qui vient d’être dégagé. Il sera toutefois possible à partir de là, d’apprécier avec exactitude le bilan réel, et surtout, de retrouver la genèse des faits en question.

2. — LES STATISTIQUES D’ANTICYCLONES

91La répartition moyenne des complexes isobariques tels qu’ils ont été définis plus haut (figure 69-1), indique en premier lieu, que la grande majorité des temps antillais est soumise au seul anticyclone atlantique. 216 jours de l’année lui appartiennent (59 % du total). Les complexes à deux anticyclones revêtent également une grande importance. Le cas IV règne 88 jours (24 % de l’ensemble) et le cas V, 41 jours (11 %). Les types II, III, VI et VII, additionnés, ne constituent donc, avec 20 jours moyens (5 %), qu’une part infime des combinaisons de pressions. L’intérêt de l’anticyclone maritime apparaît d’ailleurs par le fait qu’environ 6 cas sur 10 révèlent sa seule action, et qu’il intervient dans les types IV et V. En sorte que dans 94 % des situations (59 % + 24 % + 11 %), une partie au moins de l’archipel subit l’air tropical maritime. Cette proportion contient cependant 24 % de cas (1 sur 4) où l’influence continentale se fait également sentir. Ainsi se dégage une dualité d’influences à caractère géographique, qui constituera par la suite un élément majeur de l’explication climatique antillaise. De l’année moyenne il ressort un certain nombre de faits dont il importe maintenant de savoir le degré de permanence.

92Que révèlent les années 1929 à 1938 prises les unes après les autres, du point de vue de la stabilité des types I, IV et V ? Le premier point est que la hiérarchie dans l’importance des complexes isobariques, fournie par l’année moyenne, se maintient à l’intérieur des années vraies. Aucune de celles envisagées (figure 69-2) ne voit l’ensemble des types II, III, VI et VII l’emporter sur V, qui lui-même ne dépasse jamais IV. Ce dernier est, en permanence, loin d’atteindre le cas I. Quoi qu’il en soit, si les importances relatives des types sont toujours les mêmes, des variations sensibles peuvent intervenir dans leur importance absolue. La comparaison la plus fructueuse s’établit entre I et IV. Il semble, (car il faudrait, pour arriver à des conclusions rigoureuses, que ce travail s’appuie sur un nombre beaucoup plus grand d’années d’observation) qu’un rythme se dessine à l’intérieur de la période décennale. A un moment où le type isobarique I l’emporte considérablement, paraît succéder un groupe d’années où la marge diminue à l’égard du type IV. Un recul de l’influence nord-américaine sur les Antilles se placerait en 1929, 1933 et 1936 et une recrudescence de cette influence en 1930, 1934 et 1938. Il est téméraire de vouloir tirer des conclusions de tout ceci. Simplement peut-on, à titre hypothétique, signaler que le dualisme continent-océan pourrait être dominé par un rythme, une sorte de cycle triennal ou quadriennal. Nous venons d’envisager la répartition des complexes isobariques en année moyenne, et années vraies. Il est nécessaire d’aller maintenant plus avant et d’en voir les dispositions saisonnières.

93Comment les faits se présentent-ils, à l’intérieur de l’année moyenne tout d’abord (figure 70). Les complexes II, III, VI et VII sont inexistants ou quasi inexistants en janvier et de mai à décembre. Ils n’ont quelque importance qu’en février, et aussi en mars et avril. L’essentiel revient donc à la répartition des cas I, IV et V. Or, cette répartition est fort inégale pour chacun d’eux. Cinq mois de l’année, (mai à septembre, particulièrement les quatre derniers) voient l’importance majeure et même quasi exclusive de l’anticyclone maritime. En dehors de cette période, I l’emporte de peu en avril sur IV et V réunis, mais ne l’emporte plus du tout sur eux en janvier, février, mars, octobre, novembre et décembre. Sur la moitié de l’année au moins, les Antilles sont donc partagées entre diverses influences. L’importance qu’y revêt le complexe IV est particulièrement remarquable. Durant trois mois, il domine chacun des deux autres (février, novembre, décembre). Il est à égalité avec I en mars et n’est dépassé que d’assez peu par lui en janvier et octobre. La répartition des complexes à travers l’année moyenne amène donc à préciser la notion globale dégagée au début. Si le type I domine dans l’ensemble, il le doit en très grande partie au fait qu’il est seul, ou presque, au cours des cinq mois estivaux. Cette étude statistique permet en outre d’aboutir aux conclusions déjà dégagées lors de l’analyse des cartes de Bartholomew. Il y a bien opposition majeure entre le style hivernal à deux anticyclones subtropicaux et le style estival à anticyclone atlantique unique. La réalité synoptique, qu’il est possible de sauvegarder ici, indique du reste que la bipartition des hautes pressions ne devient pas, en hiver, un phénomène exclusif. L’influence de l’anticyclone atlantique continue à jouer. La question se pose simplement de savoir si un tel anticyclone est comparable à la figure isobarique tyrannique de la période d’été.

94Nous avons cherché plus haut le degré de permanence du schéma moyen en années vraies. Il est bon de voir de même ici si l’opposition que l’année moyenne offre entre style estival et hivernal est toujours valable en dispositions successives. Disons tout de suite que oui. Dans l’ensemble les cinq mois d’été sont à l’abri des anticyclones continentaux (du moins de ceux qui arriveraient aux latitudes subtropicales). Ils ne connaissent que les hautes pressions atlantiques. Par contre, en dehors de cette période, il y a des possibilités de modifications importantes dans les proportions mensuelles de I, IV et V. Il y a donc stabilité de l’opposition entre le style I, massif en été, et les styles IV et V qui se mêlent toujours au précédent durant le reste de l’année. La question se pose maintenant de savoir comment se dessine, en années vraies, la variabilité des cas durant les mois au cours desquels apparaît leur dualité. En janvier 1931, on ne trouve le type I que 3 jours, tandis qu’on le relève 29 fois en 1937 ; la moyenne pour le mois est de 14. Dans le même temps, le cas IV se présente respectivement 18 et 2 fois (moyenne 10). En février, toujours forts écarts par rapport à la moyenne. Le cas I (8 jours moyens) est rencontré 2 jours en 1930 et 1 jour en 1931. Avec une moyenne de 5, le cas V se présente 15 fois en 1930. En octobre, I sévit théoriquement 14 jours ; on n’en compte que 4 en 1930 ; IV est par contre nettement excédentaire (19 jours pour une moyenne de 11). En novembre, la moyenne du cas I est de 11 ; or il n’apparaît en 1930 que 3 fois. Le cas IV (moyenne 13), se montre par contre durant le même temps 17 fois. En décembre, le cas I (moyenne 11 jours), n’apparaît que 4 fois en 1930 et 2 fois en 1935, tandis qu’avec une moyenne de 14 jours, IV est compté 20 et 22 fois. Ainsi d’une année à l’autre, en dehors de l’unicité du style estival, le partage d’influence se fait fort inégalement entre continent et Atlantique. Ceci est le reflet des variations générales. En période froide, on peut avoir des bouleversements parfois considérables, dans les conditions atmosphériques. En janvier 1937 le continent n’intervient pratiquement pas sur les Antilles, ce qui est loin d’être conforme à la situation habituelle. Dans l’autre sens, l’intervention nord-américaine se trouve exagérée en décembre 1935.

95La notion de stabilité et de variabilité vraies à laquelle nous aboutissons doit être encore approfondie. Elle doit l’être par l’étude du nombre de jours consécutifs au cours desquels il y a maintien d’un même type, et ceci, en envisageant les dix ans de référence. L’analyse qui va suivre pénètre dans l’extrême détail. Elle constitue l’aboutissement logique d’un cheminement de pensée parti des données les plus générales. Surtout, elle apparaît comme le point extrême d’une méthode qui, en dernier ressort, doit permettre d’envisager les types de temps dans leurs réalités successives.

96En janvier 1929, mis à part un cas I qui dure 13 jours de suite, aucun ne dépasse 3 jours. En 1930, le cas I donne encore la série la plus longue (5 jours). En 1931, aucun ne va au-delà de 4 jours, de 5 en 1932, de 6 en 1933, de 5 en 1934, de 4 en 1935, de 6 en 1936 et de 4 en 1938. En 1937, la situation est exceptionnelle avec les 29 jours consécutifs du type I.

97Au mois de janvier, les complexes isobariques, aux deux exceptions près de 1929 et surtout 1937 » sont donc de courte durée. Ceux qui ne dépassent pas la journée sont au demeurant fort nombreux.

98En février 1929, les séries les plus longues sont de 4 jours. En 1930, de même, mis à part le complexe n° V qui règne 9 jours consécutifs, aucune ne dépasse ce chiffre. En février 1931, la série la plus longue est de 6 jours ; les autres n’en dépassent pas 3. En 1932, aucun cas ne va au-delà de 3 jours, en 1933 de 4, en 1934 de 5, en 1935 et en 1936, de 4 (mis à part les 9 jours consécutifs de 1936 où règne l’anticyclone atlantique unique), en 1937 de 4 et en 1938 de 3.

99Au mois de février, les complexes isobariques, à deux exceptions près (1930 et 1936), durent donc tout au plus 6 jours, le plus souvent 3 et 4. La variabilité reste extrême, comme le montre le grand nombre de modifications journalières.

100En mars 1929, les séries les plus longues sont de 3 jours, mis à part 10 jours pendant lesquels règne sans interruption le cas I. En 1930, aucune série ne dépasse 4 jours, 5 en 1931, 4 en 1932 et 1933 (sauf une série de 8 jours qui, les deux fois, est le fait de l’anticyclone atlantique unique), 5 en 1934, 6 en 1935, 5 en 1936, 4 en 1937 et 1938. En mars 1929, 32 et 33, on trouve donc en dehors de trois longues périodes stables du cas I, des séries normales et qui n’approchent pas de la semaine. La variabilité extrême se marque d’ailleurs, là encore, par le grand nombre de complexes isobariques qui ne vont pas au-delà des 24 heures

101En avril 1929, si le cas I se présente 11 jours de suite, aucune autre série ne dépasse 5 jours. En 1930, on trouve une série de 7 jours (cas I) ; les autres en atteignent seulement 4. En 1931, le maximum est de 6 jours, 3 en 1932 (mise à part une série de 9 jours qui est le fait de V), 3 en 1933, 4 en 1934 (sauf 7 jours du cas I), 5 en 1935, 4 en 1936 (à l’exception, là encore, de 7 jours pour le cas I), 6 en 1937 et 5 en 1938.

102En avril, la brièveté et de ce fait la variabilité des complexes reste grande. Il faut remarquer, toutefois, que des séries dépassant 6 jours apparaissent plus fréquemment que durant les mois précédents. Elles sont essentiellement le fait de l’anticyclone atlantique unique qui jusqu’ici fournissait, il est vrai, les exceptions les plus notables.

103En mai 1929, en dehors des séries qui atteignent 4 jours, on en relève deux qui les dépassent. L’une est de 7 jours, l’autre de 9 (toutes deux appartiennent au cas I). En mai 1930, aucune ne va au-delà de 6 jours, en 1931 de 5 (à l’exception d’un cas I qui dure 8 jours) et en 1932 de 6. En 1933, on relève par contre deux longues séries ; l’une est de 16 jours, l’autre de 12. Toutes deux appartiennent au cas I. En 1934, outre celles qui ne dépassent pas 4 jours, il en est deux qui atteignent les 8 (cas I). En 1935, deux longues séries de 9 et 16 jours (cas I) constituent l’essentiel des successions isobariques du mois. En 1936, il est vrai, la plus longue est de 7 jours ; les autres arrivent au plus à 5. En 1937, la fragmentation reste la règle avec des séries de complexes qui durent de 1 à 4 jours (le plus souvent 2 et 3). En 1938, toutefois, en dehors de celles qui ne dépassent pas 3 jours, il faut noter deux longues périodes (9 et 12 jours). Elles sont à anticyclone unique.

104Beaucoup plus que le mois d’avril, mai indique l’apparition d’une certaine permanence des types de temps, liée au maintien du cas I. Ceci est en accord avec la stabilité globale, qui montrait qu’à partir de mai, l’anticyclone unique l’emporte de beaucoup sur les autres combinaisons. Il est logique, en effet, qu’une telle prééminence se marque par de longues séries.

105Cette disposition se précise encore en juin. Elle donne en juillet, août et septembre, (une seule exception, ici, en 1932, où la variabilité fut la règle) de très longues périodes à anticyclone unique qui peuvent se maintenir tout le mois. Souvent, même, ces séries ne s’interrompent pas d’un mois à l’autre. C’est ainsi qu’en 1929, aux 19 derniers jours de juin, s’ajoutent les 31 jours de juillet et les 22 premiers jours d’août (72 jours consécutifs du cas I). En juillet et août 1930, il y a 49 jours ininterrompus du même cas, en 1931, 46 jours, en 1932, 90 jours (juin à août), en 1933, 65 jours (juillet à septembre), en 1934. 70 jours (juin à août), en 1935, 129 jours, (de fin mai à début octobre si l’on excepte le 4 juillet où apparaît le cas V), en 1936, 99 jours, (de juin à septembre, abstraction faite du 2 août qui connaît deux anticyclones), en 1937, 80 jours, (de la fin juin jusqu’au milieu de septembre) et enfin, en 1938, 58 jours (de juin à août).

106C’est la confirmation synoptique des résultats statistiques généraux soulignés plus haut.

107En octobre 1929, en dehors du cas IV (7 jours consécutifs), aucune série ne dépasse 5 jours. En 1930, ce cas tient 12 jours. A part cela, la plus longue période est de 4 jours. Les dispositions sont semblables en 1931. C’est toutefois I qui dure 12 jours. Ce cas atteint 8 jours en 1932. Pour le reste on ne va pas au-delà de 4 jours. En 1933, les séries normales vont jusqu’à 6 jours, en 1934 à 4, en 1935 à 6, en 1936 à 5, en 1937 à 4, et en 1938 à 5. Ces dernières années comportent cependant de notables exceptions : une période de 11 jours à anticyclone unique en 1934, 1936 et 1937 ; une période de même durée à double noyau, en 1938.

108Ainsi réapparaît avec octobre une certaine instabilité des complexes isobariques. Cependant, le mois comporte des séries qui font exception à cette règle. Si elles sont encore le fait du cas I, elles sont aussi celui de IV. Ce qui implique de longs jours durant, la continuité de l’influence continentale nord-américaine.

109En novembre au cours des années 1929 et 1930, la série la plus longue est de 5 jours, (mis à part, en 1930, 11 jours dus au cas IV). En 1931, la variabilité est faible puisqu’on trouve 11 jours consécutifs du cas IV, 9 du cas I et 7 du cas V. En 1932, par contre, aucun complexe ne se maintient plus de 5 jours de suite. Il en est de même en 1933, en 1934 et en 1935 (où toutefois, le cas IV donne une série de 7 jours). En 1936, le cas I impose une période de 12 jours ; aucune autre ne dépasse 5 jours. En 1937, le maximum est de 5 jours et en 1938 de 6. On retrouve donc en novembre les tendances dégagées pour octobre, c’est-à-dire une certaine variabilité qui s’allie à la permanence des types I et IV.

110En décembre 1929, si I se maintient 6 jours de suite, nulle autre série ne dépasse 4 jours. En 1930, deux séries du cas IV atteignent respectivement 9 et 5 jours, les autres ne dépassant pas 2 jours. En 1931 en dehors d’une période de 7 jours (cas I) et d’une autre de 6 jours (cas V), aucune ne va au-delà de 3 jours. En 1932, la plus longue est de 5 jours, en 1933, de 3 jours (exception : série de 9 jours du cas I), en 1934 de 5 jours (mis à part 8 jours du cas IV). En 1935 on relève une série de 5 jours, une de 6, une de 8 ; toutes trois sont le fait du cas IV. Les autres sont de 1 ou 2 jours. En 1936, si une série du cas I atteint 7 jours, aucune autre ne dépasse 5 jours. En 1937, les 9 jours du cas IV tranchent sur un ensemble de périodes de 5 jours au plus. Enfin en 1938, c’est toujours une série de 9 jours du cas IV qui contraste avec des complexes éphémères allant de 1 à 3 jours. Décembre a donc la même physionomie que les mois d’octobre et de novembre. Il est bon de noter, durant ces trois mois, une certaine solidité du type V.

111De 1929 à 1938, l’opposition entre les mois estivaux et les autres se précise grâce au degré de permanence des centres d’action successifs. La variabilité est plus nette de janvier à avril que d’octobre à décembre (si l’on excepte toutefois l’étonnante persistance du cas I en janvier 1937). Durant les trois derniers mois de l’année, le fait saillant est la stabilité du cas IV. L’année se divise donc en trois périodes bien distinctes du point de vue de la mobilité des combinaisons isobariques. De janvier à avril, grande fluidité des figures, de mai à septembre fixité de l’image anticyclonique maritime à élément unique, d’octobre à décembre, retour à une certaine variabilité combinée à la stabilité habituelle de I, nouvelle de IV.

112L’analyse des cartes isobariques moyennes permettait de dégager les principales situations saisonnières. Celles-ci toutefois se présentaient sans les nuances nécessaires à une recherche approfondie. Seule, l’étude détaillée, restituant les états et les successions vrais, a permis d’aboutir à la stricte réalité. Ce qui précède n’offre pourtant qu’une vue statique des choses. La question se pose donc de savoir comment se fait le passage d’une série isobarique à la suivante, c’est-à-dire de savoir comment s’effectue le dynamisme des centres atmosphériques de l’Atlantique nord-tropical.

B) ETUDE DYNAMIQUE DES COMPLEXES ISOBARIQUES AU NIVEAU DE LA MER

113On va suivre la formation des complexes isobariques aux latitudes subtropicales de l’Amérique et de l’Atlantique Nord. Le point de vue qui a présidé au recensement statistique devra être élargi. Il n’envisageait que les figures isobariques agissant directement sur les Antilles. Or, on retiendra ici les anticyclones (en laissant toujours de côté, par souci de simplification, les dépressions subtropicales, fussent-elles importantes), même si, certains jours, l’un au moins d’entre eux n’intervient pas directement sur l’archipel. Par ailleurs, dans le recensement, il était arrivé de considérer comme anticyclones atlantiques uniques, des figures uniques jusqu’à 1 015-1 020 ou 1 025 mb mais comportant au-delà des noyaux distincts (l’un généralement sur les Bermudes, l’autre sur les Açores). Notre point de vue était lié au fait que les Antilles subissent, dans cette situation, l’effet de vents alizés régis par les conditions d’ensemble, sans intervention spéciale de l’un ou l’autre de ces noyaux. Dans l’étude génétique présente, le point de vue le moins restrictif devra être adopté. Deux centres de très hautes pressions peuvent en effet s’expliquer par l’évolution que nous entendons justement mettre en évidence. Ajoutons que de tels cas se présentent, à de très rares exceptions près, hors de la saison estivale. Quand ils apparaissent durant cette période, ils sont plutôt le fait de la bipartition provisoire d’un anticyclone unique, que de la juxtaposition de deux centres hauts indépendants l’un de l’autre.

114Le premier aspect à dégager est la descente des anticyclones septentrionaux vers les basses latitudes nord-américaines (mouvement méridien). Arrivés un peu au Nord des tropiques, ils glissent d’Ouest en Est. Ces anticyclones sont, pour une grande part, originaires du bassin arctique et du bouclier canadien. Ils évoluent à l’abri du système montagneux de l’Ouest américain. Un tel processus est perceptible du 28 au 31 janvier 1938 (figure 71). Certains des anticyclones destinés à s’intégrer aux latitudes subtropicales de notre domaine peuvent prendre naissance sur les Montagnes Rocheuses. Il en est d’autres qui résultent du glissement, vers le S.-E., d’un noyau californien. On peut ainsi assister, avant le stade A1 ou A1-2, à la fusion de deux anticyclones, l’un arrivant du bouclier canadien et l’autre du Pacifique. Tel est le cas rencontré du 28 au 31 décembre 1938 (figure 72). Les centres hauts continentaux américains peuvent enfin être les seuls, ou à peu près les seuls héritiers de hautes pressions mobiles venues du Pacifique subtropical. Ainsi en est-il du 18 au 26 octobre (figure 73) et les 27 et 28 novembre 1935. Ceci fait pressentir la pluralité d’origine des figures isobariques migratrices et évoque, d’emblée, des processus initiaux thermiques et dynamiques.

115L’étude détaillée des déplacements et de leurs résultantes, sera menée en envisageant le dynamisme des centres d’action tout au long d’une année (1935), reflétant d’aussi près que possible l’année moyenne calculée sur dix ans. Nous prendrons en considération, sans distinction d’origine, les anticyclones américains qui glissent vers le Sud avant de devenir (ou de regonfler) A1 ou A1-2 (et ultérieurement A2 et AA). C’est donc du renforcement général des hautes pressions subtropicales que nous allons nous préoccuper. Les figures 74 (1 à 6) synthétisent ces événements. Elles comportent la limite, matérialisée par une ligne pointillée, à partir de laquelle un centre d’action se trouve intégré dans les combinaisons isobariques connues. L’intégration se fait de deux façons possibles. Ou bien les anticyclones de renforcement fusionnent avec de hautes pressions préexistantes du complexe isobarique, ou bien ils deviennent eux-mêmes des éléments nouveaux gardant leur individualité et introduisant nécessairement de nouveaux complexes.

116Une analyse des faits, dans leurs réalités successives paraît, là encore, souhaitable.

117En janvier 1935, les anticyclones continentaux sont généralement visibles plusieurs jours durant, avant de ((passer)) dans notre domaine d’étude. Le fait est net du 1^er au 11 et du 23 au 27. En outre, le renforcement de la zone subtropicale s’effectue 9 fois, 5 avec maintien de l’anticyclone, 4 par sa fusion avec un élément préexistant. L’influence de cet apport dépasse d’ailleurs le cadre des 9 jours considérés. Les centres hauts qui ont gardé leur individualité, restent en effet tels quels les jours suivants. Le renforcement du 22 contrôle la situation isobarique au Sud des U. S. A. jusqu’au 27 inclus. A cette date, l’anticyclone mobile subit lui-même un nouvel apport. Le renforcement du 4 implique le Sud des U. S. A. puis la région des Bermudes, jusqu’au 7. Dans le même ordre d’idée, celui du 14 fait sentir son action directe jusqu’au 18. De même, celui du 18 intervient jusqu’au 23. La succession des complexes isobariques en janvier 1935 s’explique donc par l’intervention des anticyclones continentaux, le plus souvent polaires, qui glissent sans cesse le long des méridiens puis des parallèles à l’arrivée sous les tropiques. En février, cette pénétration aux basses latitudes s’opère 7 fois de diverses manières. Le renforcement de fait est considérable puisque les anticyclones américains se maintiennent longtemps en A1, A1-2 avant de subir un lent glissement vers l’Est. La succession des complexes isobariques s’explique là encore, par l’intervention appréciable des hautes pressions polaires et par leur fuite finale vers l’Atlantique. En mars, où l’on note 8 renforcements, les glissements ultimes le long des parallèles se présentent encore, mais un seul s’opère en sauvegardant l’individualité du centre d’action mobile. En avril, 6 renforcements s’effectuent, mais les translations vers l’Est se font, d’une façon générale, plus rares. En outre, les complexes isobariques non soumis directement à l’apport par anticyclones continentaux des hautes latitudes, sont déjà nombreux (du 7 au g, du 19 au 24). Ils n’étaient que des cas isolés jusqu’ici. En mars et surtout en avril, il y a affaiblissement du processus de renforcement de la zone tropicale par des anticyclones extra-tropicaux. On note, de ce fait, une augmentation sensible des cas où la combinaison isobarique est exclusivement liée à la présence de l’anticyclone atlantique unique, (ou encore à celle de deux centres hauts réalisés par sa bipartition : exemple du 4 avril).

118De mai à septembre (et surtout en juillet et août), les caractères dégagés en avril deviennent la règle. En mai, juin et juillet, le passage des anticyclones continentaux dans le domaine tropical se fait 5 fois, G en août et 5 en septembre. Mais de nombreux apports s’effectuent sans sauvegarder l’individualité des figures de renforcement. En outre, celles qui la conservent ne la voient pas subsister longtemps (exemple des 11 et 12 mai, des 3, 4 et 5 juin). Quoi qu’il en soit, de longues séries d’A1 apparaissent en juin, août et septembre. Comment expliquer ce paradoxe ?

119Il faut remarquer tout d’abord que les anticyclones A1 ne se déplacent pratiquement plus vers l’Est, et fusionnent directement avec les hautes pressions atlantiques (sauf en septembre). Tout se passe comme si, ayant réussi à survivre en tant qu’individus isobariques, ils n’avaient pas une existence suffisante pour se déplacer, comme leurs homologues hivernaux, le long des parallèles. On constate ensuite qu’il y a disparité totale entre les combinaisons isobariques qu’ils engendrent, (A1 AA du 22 au 27 juin, du 14 au 16 juillet, du 22 au 26 août) et la situation barométrique effectivement subie sur les Antilles. Cette constatation peut être généralisée. En juin, juillet (sauf le 4), août et septembre, ne règne sur les Antilles que l’anticyclone atlantique unique (cas I). Les anticyclones A1 ou A1-2 peuvent l’accompagner. Mais ils n’ont jamais, sur les îles durant cette période, un effet comparable à celui de leurs homologues hivernaux. D’ailleurs, en hiver, la disparité entre les complexes isobariques au sens large où nous les entendons ici, et les complexes isobariques vus du point de vue strictement antillais, est beaucoup moins grande qu’en été. Septembre est, à ce titre, tout à fait démonstratif. Les processus de renforcement et de glissement, typiques des premiers mois de l’année y sont de nouveau nets, mais ils n’affectent pas vraiment l’Atlantique subtropical.

120Tout ceci permet d’aboutir à une conclusion qui confirme ce qui a été dit plus haut. Les anticyclones estivaux du continent sont des individus isobariques fugitifs et d’importance médiocre en pression et en étendue. Ils sont, de ce fait, incapables de jouer le rôle de leurs homologues hivernaux. L’Amérique du Nord, surchauffée est, en partie du moins, à l’origine d’une telle situation. Cependant à cette époque de l’année, les anticyclones atlantiques continuent à être renforcés. Mais ils le sont aux latitudes extratropicales, depuis leur face polaire. Les figures de renforcement qui viennent d’Amérique peuvent d’ailleurs contourner purement et simplement les hautes pressions subtropicales par le Nord, sans s’y insérer avant l’arrivée au large des côtes d’Europe. Somme toute, les phénomènes de « regonfle » et de translation vers l’Est s’opèrent toujours, mais hors du domaine tropical. De ce fait, la figure isobarique renforcée ne subit pas aux basses latitudes de modifications, du moins de modifications essentielles.

121D’octobre à décembre réapparaît le style de janvier-février. En octobre, il y a 7 apports polaires par anticyclones continentaux, dont 3 avec maintien de l’individu isobarique. La translation à partir de A1 ou A1-2 s’opère lentement. Ces centres, qui restent longtemps sur place avant d’évoluer vers l’Est, expliquent l’importance très grande que le processus de renforcement reprend à ce moment de l’année. Il est essentiel de noter, d’ailleurs, que ces anticyclones centrés du Sud des U. S. A. influent de nouveau souvent sur les Antilles (les types IV, correspondent à A1 AA). En novembre on note g descentes froides liées à des anticyclones continentaux. Elles sont plus brèves dans leur évolution initiale que dans la plupart des cas précédents. 5 d’entre elles s’intègrent dans les complexes isobariques en gardant leur individualité. Le processus de renforcement revêt une grande importance durant tout le mois, grâce à la solidité des anticyclones américains. Ceux-ci évoluent peu vers l’Est tout en exerçant un effet direct sur les Antilles. D’où, un certain accord entre la présence fréquente de A1 (ou A1-2) et AA, avec les types IV de notre domaine. En décembre, 9 renforcements sont à noter, dont 2 seulement sauvegardent l’anticyclone initial. On retrouve comme précédemment ici la permanence des centres A1 et A1-2.

122D’octobre à décembre réapparaît le style hivernal. L’absence de translation systématique des centres d’action vers l’Est explique alors la fixité des complexes, fixité qui s’oppose à la fluidité de ceux que l’on rencontre au début de l’année.

123On peut dégager de cette première partie de l’étude dynamique, un certain nombre de données qui éclairent les conclusions de l’étude statique. Cette dernière avait amené à opposer un style estival stable, à un style hivernal beaucoup plus fluant. Les premiers mois de l’année étaient apparus les plus variables ; les derniers indiquant la persistance du cas IV. Or, si l’on s’en réfère à l’année 1935, on voit que la stabilité isobarique estivale est due à la solidité de l’anticyclone océanique, tandis que l’instabilité hivernale s’explique par le rôle majeur de l’Amérique du Nord. La chaîne des hautes pressions subtropicales reçoit alors l’apport des anticyclones polaires qui s’intègrent progressivement à leur nouveau milieu. L’année 1935 montre encore qu’en janvier et en février la tendance est la plus générale des centres hauts à évoluer vers l’Est, d’où la fluidité des types isobariques. C’est par contre d’octobre à décembre, que l’absence de glissement de A1 et A1-2 maintient une certaine stabilité des figures de pression. Le dynamisme des anticyclones subtropicaux confirme et explique donc bien l’étude statistique, en particulier en ce qui concerne la division de l’année en trois périodes.

124Le dynamisme des anticyclones revêt encore d’autres aspects. Parmi eux, il faut compter les variations d’intensité des centres hauts subtropicaux et leurs mouvements saisonniers alternés. Ces points ont été fort étudiés. Mais ils l’ont été, à notre sens, de façon incomplète. Une étude dynamique de l’évolution des intensités et des déplacements de pressions intertropicaux, est en effet inséparable de celle des déplacements et des renforcements extra-tropicaux. C’est ce que nous avons fait en nous appuyant encore sur l’année 1935.

125Les figures 75 (1, 2 et 3) donnent, pour les douze mois de l’année, l’état des pressions sur l’Atlantique tropical le long de deux parallèles de référence : le 25^e et le 35^e (figure 76). Elles offrent également la situation sur le Golfe du Mexique (au 25^e) et sur le S.-E. des U. S. A. (au 35^e). Le 25^e parallèle traduit les situations successives, suffisamment bas pour qu’on puisse juger de l’importance des déplacements saisonniers de pressions le long des méridiens. Le 35^e présente l’avantage de fixer les événements là où les anticyclones régissant la circulation aux basses latitudes, sont le plus couramment stabilisés.

126Les profils le long de ces parallèles confirment les successions dégagées antérieurement : deux centres hauts hivernaux, un seul centre anticyclonique estival. Les graphiques de l’été montrent en effet la netteté des basses pressions sur le « Golfe », le S.-E. des U. S. A. et d’une façon plus générale, sur tout l’Ouest de l’Atlantique Nord-tropical, là où siègent en hiver, de hautes pressions. Les profils indiquent également la permanence de fortes pressions sur le noyau hivernal oriental. Elles peuvent être rapprochées de celles que comportent les anticyclones estivaux sur l’Est de l’Atlantique.

127Ces dispositions suggèrent plusieurs remarques.

128Les basses pressions estivales sur le « Golfe » et le S.-E. des U. S. A. font la preuve de l’impossibilité où est le continent nord-américain à cette époque de l’année de participer, au moins massivement, à l’élaboration et au renforcement des centres d’action subtropicaux.

129Les hautes pressions du noyau atlantique oriental en hiver peuvent s’expliquer par des renforcements polaires. Il n’est pas possible d’invoquer ces derniers pour justifier les fortes pressions situées à l’Est de l’anticyclone estival. Ceci, même si l’on maintient, en période chaude, les renforcements de la ceinture subtropicale à partir de son bord septentrional. Un facteur géographique a été avancé : intervention des eaux froides du courant des Canaries103. Nous ne pensons pas que cette intervention, pas plus que les régénérations polaires d’été, puisse rendre un compte suffisant du fait qui nous préoccupe. C’est finalement l’analyse des processus d’altitude qui apportera le complément d’explication indispensable. Cette analyse montrera d’ailleurs que les hautes pressions estivales décalées vers l’Est, se rapprochent de celles du noyau hivernal oriental réalisé dans le cadre de la bipartition anticyclonique.

130La question se pose maintenant de savoir comment ces pressions se déplacent le long des méridiens au cours de l’année.

131Les faits admis sont les suivants : les hautes pressions subtropicales tendent vers l’Equateur dans l’hémisphère d’hiver, elles s’en éloignent dans l’hémisphère d’été. Ce mouvement saisonnier rappelle le balancement du F. I. T et le mouvement apparent du Soleil.

132Le problème va être abordé ici en envisageant, mois après mois, (et même jour après jour aux moments les plus caractéristiques), la disposition des pressions au cours de l’année 1935, sur 8 méridiens de référence (figure 77, 1 et 2). On reprendra ainsi des points connus (figure 76). Sur les 90° et 80° méridiens, à 35 comme à 25° N., les pressions hivernales l’emportent pour l’ensemble de l’année. Ceci traduit le glissement des anticyclones américains très bas en latitude durant cette période. Sur le 70° la culmination hivernale n’est plus exclusive. Une forte recrudescence des pressions apparaît en juillet, au 35^e et au 25^e N. Au Nord d’Hispaniola (au 25^e), si celles-ci ne l’emportent pas sur celles de février et mars, elles dépassent celles de janvier, octobre, novembre et décembre. Cette disposition se retrouve sur les 60, 50, 40, 30 et 20^e degrés W. Sur tous ces méridiens, et en particulier au 25^e parallèle, il y a poussée en hiver et en juillet (celle-ci tendant à glisser sur juin au 20^e et au 30^e) Entre les deux, on trouve les régressions sur avril, minimum barométrique très constant, et sur septembre, octobre ou novembre.

133En 1935, on ne rencontre pas, en hiver, une descente de hautes pressions vers l’Equateur, et une remontée en été, mais bien plutôt deux descentes, l’une en saison « froide », l’autre en saison chaude. Les deux apparaissent en tout cas sur l’Atlantique car, sur le continent américain, seule la première intervient. La double poussée n’existe pas dans le golfe du Mexique et au Sud de la Floride. C’est donc à cet endroit seulement que se vérifie le schéma classique, avec remontée estivale des anticyclones vers le pôle et mouvement inverse en hiver. On peut au total se demander s’il est possible de parler du balancement saisonnier des anticyclones subtropicaux en latitude. Ceci, même si, tout en regagnant vers le Sud en été, ils s’étendent haut en direction de la zone tempérée, avec tendance effective à migration vers le Nord des pressions culminantes. Ce qui compte, en effet, c’est que la bordure méridionale des centres d’action se renforce alors au lieu de fuir devant le F. I. T., créant ainsi un gradient barométrique d’autant plus fort que la migration de ce dernier vers le Nord est elle-même mieux marquée.

134Les plus hautes pressions effectivement connues se comportent d’ailleurs comme les moyennes (situation au 25^e Nord, tableau 17). Le tableau confirme l’esquisse offerte par ces dernières dans le temps : fortes pressions en hiver, (les plus fortes de l’année sont en février, et en mars à l’Ouest, en décembre à l’Est) de même qu’en juillet, périodes d’affaiblissement barométrique intermédiaires. Les moyennes sont aussi confirmées dans l’espace avec les fortes pressions de l’Est atlantique en mai, juin, novembre et surtout février et décembre, et leur localisation au milieu de l’Océan en juillet.

135Les faits sont donc concordants sur le bord équatorial des anticyclones en 1935. Nous leur assignons une valeur générale ; ce qui suggère certaines remarques. C’est sur la longitude d’intervention du continent nord-américain hivernal que l’oscillation latitudinale est conforme au schéma classique. En sorte que l’intermédiaire entre mouvement apparent du Soleil et vicissitudes anticycloniques est ici à caractère géographique. Il est difficile d’établir une relation aussi évidente au sujet de la poussée qui se situe alors sur l’Est de l’Atlantique, et surtout de celle que l’on a notée en juillet dans les mêmes parages.

136Les anticyclones mobiles hivernaux qui arrivent du continent sont essentiellement thermiques. Nous verrons leur faible épaisseur. Ce sont donc des individus isobariques pelliculaires et froids dont héritent les latitudes subtropicales. Il y a là un fait classique largement signalé par divers auteurs. C’est pourtant Wexler104 qui montre le mieux, selon nous, la double appartenance anticyclonique subtropicale dans la couche géographique. Il oppose les centres hauts polaires aux hautes pressions chaudes et envisage leurs relations générales. Il note ainsi que le sort ultime de ceux des premiers qui survivent en tant qu’individus isobariques au cours de leur progrès vers le Sud et vers l’Est (hémisphère Nord), paraît bien être d’être absorbés par les anticyclones subtropicaux dynamiques105.

137Seule l’analyse d’altitude peut permettre d’aller plus avant dans ce sens. C’est elle qui va éclairer la nature exacte et le dynamisme des anticyclones mobiles, en même temps que ceux des hautes pressions stables situées, hiver comme été, sur l’Est de l’Atlantique.

C) LES DISPOSITIONS D’ALTITUDE (500 mb) DANS LEURS RELATIONS AVEC LES PROCESSUS RECONNUS AU NIVEAU DE LA MER

138Nous allons, dans cette étude, faire la part qui revient en altitude à la circulation circumpolaire tempérée et à la circulation tropicale. La disposition des courbes isohypses et la répartition des vitesses de vents, permet d’établir une séparation suffisante entre ces deux types de circulation.

139L’usage des cartes quotidiennes à 500 mb montre qu’en toutes saisons, la séparation s’opère de façon satisfaisante sur la face polaire de la crête chaude tropicale, entre les isohypses 192 et 190 (19 200 et 19 000 pieds). Cette limite indique ainsi le bord méridional du courant d’Ouest tempéré. Ce courant a été qualifié ici de jet stream. L’expression s’applique normalement à des zones étroites de vents très élevés et particulièrement forts. Elle peut paraître abusive dans le cas présent, surtout si l’on tient compte de certaines vitesses relativement modestes que nous lui attribuons (tableau 18). Elle garde pourtant sa valeur en ce sens que, passé l’anticyclone tropical d’altitude, les courbes isohypses se resserrent toujours vers le Nord. A l’endroit de cette modification se place une accélération de la vitesse des vents. Notre position se reflète d’ailleurs dans les documents établis par Namias et Clapp106, et aussi dans les dispositions moyennes d’après Pogosjan107.

140Nous envisagerons dans le cadre tripartite l’année 1951 et montrerons que les résultats obtenus ont une valeur générale. Nous verrons donc successivement les dispositions « hivernales » (janvier à avril et octobre à décembre) et « estivales » (mai à septembre), bien que les pluies d’été se poursuivant jusqu’en octobre, voire novembre, aient amené à reporter la fin de l’hivernage fort tard dans l’année.

1. — LE SCHEMA HIVERNAL EN 1951

141a) Les dispositions d’ensemble. — La figure 78 (1 et 2) montre, du 6 au 9 février 1951, les conditions simultanées à 500 mb et au niveau de la mer. Le 6 février, au sol, un anticyclone issu des hautes latitudes glisse vers le Sud, le long du système montagneux de l’Ouest américain. Dans le même temps, un second évolue vers l’Est. Il occupe alors une position qui en fait une figure isobarique de type A1-2. Un anticyclone atlantique intervient avec lui sur les Antilles. Ainsi est réalisé le complexe isobarique n^o IV. L’évolution de l’ensemble au cours des trois jours suivants, montre que les deux premiers anticyclones signalés se déplacent, alors que le troisième reste stable.

142La disposition des lignes de flux, vers 6 000 m, précise la nature de chacun d’eux et, de ce fait, la raison de leur dynamisme propre. Le 6 et les jours suivants, le jet stream offre des sinuosités très marquées. A leur faveur, le continent nord-américain est situé sous une vallée planétaire. Plusieurs faits en découlent. Le jet et les masses d’air froides arrivent au-dessus de la Floride. Les lignes de flux ont une disposition généralement méridienne ou subméridienne sur les Rocheuses. Enfin, à la vallée qui crée une dépression froide d’altitude sur le continent succède, sur l’océan Atlantique, une crête chaude à laquelle correspond un anticyclone dynamique.

143La confrontation des conditions au sol et à 500 mb le 6, révèle que seul l’anticyclone adantique reconnu au niveau de la mer est surmonté, vers 6 km, par une courbure anticyclonique du flux. Il s’agit donc d’une figure isobarique dont les processus dynamiques d’altitude expliquent la solidité durant les jours suivants. L’anticyclone situé sur la façade orientale des U. S. A. (A1-2), est sous un courant d’Ouest. Ceci implique sa faible épaisseur, donc sa localisation dans les seules couches basses de l’atmosphère. On doit en outre considérer que le flux d’Ouest est son courant directeur. C’est ce courant qui explique certainement son déplacement vers l’Est. L’anticyclone des Rocheuses est également superficiel puisqu’il n’est pas surmonté d’un flux à courbure anticyclonique en altitude. Situé sous la branche méridienne du jet, il en subit aussi l’influence directrice. C’est sans doute ce jet méridien qui rend compte de la descente de l’anticyclone froid vers les basses latitudes. Le changement de direction vers l’Est de l’individu isobarique s’explique alors par celui du jet lui-même. A partir du moment où il subit l’influence du versant oriental de la vallée planétaire, l’anticyclone pelliculaire tend à être expulsé de cette dernière. Le fait est net le 7 février pour A1-2 qui se place sous une courbure anticyclonique du flux d’altitude. Bientôt s’opère sa fusion avec l’anticyclone maritime oriental (processus des 8 et 9).

144Ainsi se trouvent pressentis, à travers cette situation, la structure et le dynamisme hivernal des combinaisons isobariques. Le noyau atlantique oriental situé sous une crête planétaire ou même un anticyclone bien formé assure, par là, sa permanence. Le noyau occidental est un anticyclone mobile pelliculaire à caractère polaire. Avec une nature au moins partiellement thermique, il glisse vers le Sud et puis vers l’Est à la faveur des décharges froides d’altitude, et plus encore grâce au dynamisme d’un jet méridien qui lui est associé. En hiver, les conditions dynamiques à 500 mb sont liées à la présence de la masse nord-américaine et à son relief occidental. Or, elles sont indissolublement unies aux processus thermiques du continent refroidi. Les uns et les autres expliquent donc à la fois la nature et le dynamisme des centres d’action occidentaux de notre domaine, au niveau de la mer.

145Un point encore est à signaler. Dans la statistique, ont été groupés les individus isobariques polaires et les anticyclones venus du Pacifique. On a tenu compte d’effets massiques voisins sur les Antilles. Or, ces figures de pressions ont des genèses fort différentes, car les secondes sont de même nature que celles que l’on trouve à l’Est de l’Atlantique. Le passage sur le continent américain des centres hauts pacifiques s’opère, semble-t-il, lorsque le jet à courbure anticyclonique sous lequel ils se trouvent, déborde, avec accentuation de cette courbure, sur les Montagnes Rocheuses. Il arrive un moment à partir duquel l’individu isobarique au sol est pris sous la branche méridienne orientale de la crête d’altitude. Le déplacement vers le Sud, sur le continent américain peut alors s’amorcer (figure 79).

146Des anticyclones thermiques viennent donc bien renforcer des anticyclones dynamiques aux latitudes subtropicales. Le glissement des premiers implique toutefois des processus dynamiques, à savoir des courants directeurs d’altitude qui subissent eux-mêmes l’effet déflecteur des reliefs méridiens de l’Ouest américain.

147Les conditions dégagées constituent le schéma le plus général des relations qui existent entre centres d’action au niveau de la mer et processus d’altitude, en saison « fraîche ». Il importe maintenant de voir comment les événements se décomposent en mois successifs.

148b) Les dispositions mensuelles caractéristiques.

149JANVIER (figures 80, x et 2) ET FEVRIER.

150La trajectoire du jet stream fait apparaître, le plus souvent sur le continent, une ample vallée planétaire. Son extrémité atteint fréquemment le Mexique, la Louisiane et la Floride. Cette vallée n’est toutefois pas immobile. L’analyse journalière montre qu’elle subit un déplacement en latitude et en longitude autour d’une position moyenne. Ce fait a de l’importance. Il provoque des modifications dans l’intensité des vents d’Ouest, au-dessus de la Floride et des Grandes Antilles. Il amène, également, des successions de poussées et de reculs de l’air froid d’altitude, au-dessus du domaine caraïbe et de ses marges septentrionales, l’air froid progressant avec la vallée.

151La région caraïbe est le plus souvent surmontée, à 500 mb, par un anticyclone. Il s’agit d’un individu isobarique bien marqué au Sud de la vallée planétaire du courant-jet circumpolaire. Or, cet anticyclone subit chaque jour des modifications, sinon dans sa localisation générale, du moins dans sa physionomie, du fait des vicissitudes de la vallée. Il est très étalé quand celle-ci s’éloigne vers le Nord, restreint et même fragmenté en plusieurs individus de faible importance quand elle s’étend vers le Sud. Les poussées du jet en direction de l’Equateur et la physionomie des cellules chaudes situées au Sud de ce courant sont corrélatives. La vallée planétaire détruit la crête, l’ondulation anticyclonique la renforce108. Mais ces faits fondamentaux d’altitude sont eux-mêmes liés à ce qui se passe au niveau de la mer.

152En janvier 1951, les combinaisons isobariques sont conformes à ce que l’on peut attendre à cette époque de l’année. Le mois connaît sur l’Atlantique nord-tropical et les Antilles, les complexes suivants disposés dans leur succession vraie : IV (x fois), V (2), I (2), IV (1), I (1), IV (3), V (3), II (2), IV (2), V. (1), I (3), IV (2), I (2), IV (3), I (3). Sept fois, c’est-à-dire à partir du 1^er, du 6, du 8, du 12, du 16, du 22 et du 26, interviennent des anticyclones mobiles qui s’intègrent aux latitudes subtropicales. Des fronts froids, le plus souvent bien formés jusque sur l’archipel antillais, précèdent ces hautes pressions.

153On a vu la relation qui existe entre ces transgressions et les positions du jet stream. On comprend donc pourquoi la grande importance de la vallée planétaire sur le continent américain et le Nord des Antilles en janvier 1951, suscite celle des arrivées anticycloniques pelliculaires aux latitudes subtropicales. Ces conditions expliquent les situations les plus fréquentes de l’Ouest. Comment les faits se présentent-ils sur l’Atlantique et spécialement à l’Est ?

154L’anticyclone caraïbe d’altitude est permanent, avec un développement plus ou moins grand suivant les vicissitudes du jet. Or, sur l’océan Atlantique, d’autres noyaux apparaissent. Ils sont, eux aussi, situés au Sud du jet et subissent son influence. Tous peuvent être unis, de l’Amérique à l’Afrique. Ainsi en est-il le 13 janvier (figure 81). La crête chaude est cependant souvent tronçonnée. La forte vallée planétaire qui se présente le 13 au milieu de l’Atlantique a raison, le 14, de l’anticyclone unique (figure 82). La coupure s’opère là où l’avancée de l’onde en direction de l’Equateur est maximale. Il s’ensuit que, sur l’Adantique comme sur la Caraïbe, un centre haut d’altitude peut se situer au Sud de la vallée planétaire. Mais la situation la plus fréquente est le maintien des noyaux au Sud d’une courbure anticyclonique du jet. L’anticyclone d’altitude a alors une certaine solidité. Cette disposition se trouve réalisée souvent sur la moitié Est de l’Océan (27 janvier, figure 83).

155Il est ainsi possible de noter la position préférentielle de la partie caraïbe de la crête chaude au Sud d’une courbure cyclonique du jet, et celle de sa partie orientale, au-dessus de l’Atlantique oriental au Sud d’un dessin anticyclonique. Ceci explique, au cours d’un mois qui reflète des processus à valeur générale, la plus grande mobilité des hautes pressions pelliculaires à l’Ouest de l’Océan qu’à l’Est. En effet, la nature et la permanence de l’organisme anticyclonique de surface se modifient en fonction des conditions qui interviennent au-dessus de lui.

156La liaison est donc évidente entre les avancées du jet en direction de l’Equateur et l’effacement des conditions tropicales. Cet effacement se fait en altitude. Il s’y manifeste par les poussées d’air froid et l’augmentation de la vitesse des vents d’Ouest. Il s’opère aussi au niveau du sol. Il s’y remarque par l’existence des anticyclones pelliculaires américains qui pénètrent dans la zone subtropicale, à partir de l’Ouest de l’Atlantique.

157Février rappelle janvier.

158MARS.

159Par la position très méridionale et très tendue du jet et la trajectoire elle-même méridionale des anticyclones pelliculaires, le mois de mars confirme les relations que nous venons de mettre en évidence. Sauf au début du mois, la circulation d’Ouest d’altitude se situe bas en latitude. Le domaine caraïbe et l’Atlantique nord-tropical sont alors souvent atteints. Le jet, dans cette position, se maintient fréquemment sans ondulations notables. Il s’ensuit que l’anticyclone chaud d’altitude est peu morcelé et se trouve rejeté lui-même bas en direction de l’Equateur. Jusqu’au 10 mars, les hautes pressions caraïbes à 500 mb sont bien dessinées et ne subissent aucune modification notable. Ceci est dû à l’absence d’ondes actives dans le courant d’Ouest. Le jet s’écoule, en effet, à peu près d’Ouest en Est sur le Sud des U. S. A. Il peut même prendre une courbure légèrement anticyclonique. A partir du 11, sa trajectoire devient plus méridionale, son bord tropical se situant aux lisières du domaine caraïbe ou même au-dessus d’une partie des Grandes Antilles. En janvier et février, certes, le flux arrive souvent sur cette région. Toutefois, il y arrive à la faveur d’une onde provisoirement creusée dans le courant et non du fait d’une descente généralisée.

160Nous avons chiffré cette disposition. Pour cela, nous avons envisagé le nombre de jours au cours desquels le Sud de la Floride, Cuba et Porto Rico, ont connu le jet stream. Cette statistique a été rendue possible en relevant les vitesses et la nature des vents d’Ouest, jour après jour à partir du 11, au-dessus de Miami, La Havane et San juan (tableau 18). Sut 21 relevés par station, le courant polaire règne à Miami 15 jours durant et 10 à La Havane. Ceci indique la stabilisation du flux à une latitude méridionale. Le jet est plus rapide que le courant d’Ouest qui s’écoule sur le bord septentrional de la crête chaude. A La Havane, la vitesse moyenne du premier est, durant les 10 jours où il domine, de 36 nœuds, tandis qu’elle n’est que de 20 nœuds durant les 11 jours où sévit le flux contrôlé par l’anticyclone chaud. De même la vitesse des vents d’Ouest est beaucoup plus grande sur Miami et La Havane qu’au-dessus de San Juan lorsque le détroit de Floride passe sous le jet alors que Porto Rico est sous les hautes pressions tropicales d’altitude. Le fait est net les 14, 16, 17, 21, 22 et 26 mars.

161La position méridionale du jet au-dessus du domaine caraïbe en mars 1951 se maintient plus à l’Est, sur l’océan Atlantique.

162Comment ces dispositions résonnent-elles sur les figures isobariques, dans les basses couches de l’atmosphère ? Dans l’ensemble, il découle de ce qui précède, un ralentissement du glissement des centres anticycloniques pelliculaires vers l’Est et, dans la mesure où ce déplacement peut s’opérer, une trajectoire très méridionale.

163Le mois de mars révèle l’influence d’un jet méridional, maintenu tel en latitude par la puissance de la « dépression polaire » et en particulier par de basses pressions atlantiques situées au Nord de sa trajectoire. Cette situation impose aux anticyclones mobiles, un cheminement infléchi vers le Sud, et une grande lenteur de déplacement. Il n’y a plus translation d’organismes anticycloniques puissants le long des 30-35^es parallèles comme au cours des deux mois précédents. Il en découle une tendance au maintien de l’indépendance des hautes pressions de l’Atlantique oriental à l’égard de tout anticyclone mobile américain. D’énormes dépressions cycloniques méridiennes imposent donc la position méridionale du jet. Elles constituent une barrière intercalée entre noyaux de renforcement, bloqués dans leur translation vers l’Est, et noyaux orientaux. Il faut, le plus souvent, attendre que l’anticyclone occidental vienne, après un trajet sur mer très bas en latitude, se substituer à l’autre, pour que s’opère le rajeunissement des centres d’action sur l’Est de l’Océan. Ce processus se déroule de façon démonstrative du 14 au 17.

164Au total, l’intervention des dépressions épaisses que l’on trouve en mars, du niveau de la mer à 500 mb pour le moins, altère les processus reconnus en janvier et en février. Cette intervention ralentit le déplacement des anticyclones mobiles, entrave le renforcement du noyau oriental, et impose aux organismes américains affaiblis, une trajectoire très méridionale sur la Caraïbe et l’Océan.

165AVRIL.

166Avec avril, on assiste au renversement des conditions rencontrées jusqu’ici. Au début du mois, comme en mars, la position du jet est très méridionale. Mais l’absence d’ondes du courant d’Ouest en altitude, et aussi le réchauffement progressif du continent, interdisent de puissantes décharges froides sous forme d’anticyclones pelliculaires vigoureux. De ce fait, il n’y a qu’un renforcement timide des hautes pressions maritimes par l’Ouest. A partir du moment où le jet remonte vers la zone tempérée, les processus polaires semblent reprendre de l’importance. Mais ils s’établissent alors, à une latitude telle qu’au renforcement par l’Ouest, se substitue la recharge de l’anticyclone maritime subtropical par le Nord. La figure isobarique de type AA est désormais quasi permanente. L’arrivée de hautes pressions mobiles américaines ne peut d’ailleurs pas demeurer massive aux basses latitudes, au moment où le continent commence à se réchauffer par le Sud. Certes, une puissante onde du courant d’Ouest peut avoir raison de ces conditions contraires en poussant vers le tropique un noyau frais. L’exemple en est donné du 13 au 15, à un moment où, sans garder longtemps son individualité, l’anticyclone américain provoque le renforcement, par l’Ouest, des hautes pressions maritimes. Mais il n’y a plus là que des dispositions limites pour la saison.

167Les processus tempérés d’altitude tendent à remonter vers le Nord. D’où la tendance à brutale occupation du domaine tropical par les plus hautes pressions de la crête chaude. En conséquence, il y a au niveau de la mer, substitution de l’anticyclone maritime unique aux deux noyaux habituels en hiver. C’est, en effet, la combinaison de la méridionalité du courant circumpolaire et de ses ondes successives, qui expliquait alors la multiplication des complexes isobariques des types IV et V.

168OCTOBRE A DECEMBRE.

169Le schéma hivernal, établi dans les relations qu’il comporte entre dispositions d’altitude et situations au niveau de la mer, se retrouve sans grands changements, d’octobre à décembre 1951, après la phase estivale que fait pressentir avril. C’est à cette deuxième phase que nous allons nous consacrer.

2. — LE SCHEMA ESTIVAL EN 1951

170Les dispositions d’ensemble. — La permanence de l’anticyclone maritime de type AA s’explique par des conditions d’altitude identiques, dans l’ensemble, à celles qui ont été reconnues sur la seule partie orientale de l’Atlantique en saison « fraîche ». La remontée du courant-jet vers le pôle (figures 84 et 85) permet, en effet, à de fortes pressions à 500 mb, de recouvrir le plus souvent celles du niveau de la mer et d’en assurer la permanence et l’unicité.

171b) Les dispositions mensuelles caractéristiques.

172MAI

173confirme le renversement du processus qui s’était dessiné en avril : remontée du courant-jet vers le Nord, simplification, à caractère tropical, des dispositions isobariques au sol et en altitude. Et ceci, malgré un retour offensif des conditions dynamiques hivernales dans le milieu du mois.

174JUIN

175a tous les caractères de la période estivale. Durant les trois dernières semaines, la crête chaude est très développée et se renforce. Les noyaux limités par l’isohypse 194 (19 400 pieds), tantôt s’y étalent en quelques figures puissantes, tantôt se fragmentent et se multiplient. L’anticyclone maritime est alors, dans les basses couches, l’élément de base des dispositions isobariques. Durant les huit premiers jours, certes, les hautes pressions américaines interviennent bas en latitude. Mais ces mécanismes polaires qui renforcent l’anticyclone subtropical atlantique, ne réussissent plus à modifier la formule isobarique antillaise, du moins à la modifier de façon nette et durable.

176JUILLET-AOUT.

177En juillet, le renforcement de l’anticyclone atlantique par des organismes américains continue à s’opérer. L’analyse, au niveau de la mer, de la période 1929 à 1938 a d’ailleurs montré que ce processus ne disparaît pas complètement durant l’été. Toutefois, il y a souvent effacement, au moins relatif, de ces anticyclones de renforcement avant leur fusion avec l’élément subtropical. Le trait le plus important de ce mois est surtout, dans les derniers jours, le rejet très haut en latitude du flux circumpolaire d’Ouest (figure 86). Les isohypses 190 et 192, qui en signalent le bord méridional, sont alors situées au-dessus de la région des Grands Lacs et du Saint-Laurent. Il s’ensuit un considérable étalement de la crête chaude vers le Nord. Celle-ci voit en outre sa pression augmenter. L’anticyclone tropical d’altitude s’étend aussi considérablement en longitude. Il coiffe de ce fait à la fois les basses pressions continentales (ou les marais barométriques), et les hautes pressions océaniques régnant au niveau de la mer. Les 27, 28, 29, (le 27, voir la figure 86), un ample noyau de l’isohypse 194, qui entoure un noyau encore plus élevé, s’installe sur le S.-W. des U. S. A. Or, cette région est le siège des basses pressions de la dépression thermique dite de Californie. Dans le même temps, sur l’Atlantique, un vaste et puissant anticyclone surmonte les hautes pressions maritimes. Sur le Sahara, on retrouve les conditions du continent américain : dépression au sol, fortes pressions en altitude.

178Les dispositions d’août sont celles de juillet

179SEPTEMBRE.

180Septembre est, avec le retour à des modalités hivernales, une période de renversement des conditions estivales. Ce mois tend en effet à ramener vers les basses latitudes et plus précisément sur les Antilles, l’influence des processus tempérés. C’est toutefois octobre qui les verra se manifester de nouveau de façon soutenue. La descente vers l’Equateur des vents forts entourant la dépression polaire imposait, de janvier à avril et d’octobre à décembre 1951, la bipartition anticyclonique dans les couches superficielles de l’atmosphère. La fuite vers le Nord du courant-jet de mai à juillet, et son retour progressif vers le Sud de juillet à septembre, modifient donc complètement les figures de pressions.

181L’étude statistique et dynamique au niveau de la mer se trouve confirmée par le dynamisme d’altitude. L’accord est complet entre les variations saisonnières du jet et la répartition tripartite des combinaisons isobariques dans l’année. Or cette constatation a une valeur générale.

3) CONCLUSION SUR LES DISPOSITIONS D’ALTITUDE DANS LEURS RELATIONS AVEC LES PROCESSUS AU NIVEAU DE LA MER EN 1951 : LEUR VALEUR GENERALE

182Les corrélations qui viennent d’être dégagées entre phénomènes au niveau de la mer durant dix ans, et processus d’altitude au cours d’une année normale, ont une valeur explicative générale. Ces faits ont pourtant été l’objet d’une confirmation, par la mise en évidence systématique, de ce qui se passe en surface et à 500 mb. Pour cela on a relevé au-dessus de Miami, jour par jour, pendant trois ans (y compris l’année 1951), l’altitude de la surface 500 mb (figure 87, 1 à 3). Ainsi sont apparues vers 6 000 m les variations de la pression à la pointe méridionale de la Floride.

183Les graphiques mensuels de variations journalières de pression expriment les poussées du jet vers le Sud, donc les courbures cycloniques et celles de la crête chaude tropicale vers le Nord, donc les courbures à tendance anticyclonique. De ce fait est traduite dans sa réalité quotidienne et mois par mois, la lutte d’influence que se livrent au-dessus de Miami les conditions tempérées et tropicales.

184Les phénomènes d’altitude sont accompagnés, sur les graphiques, des dispositions les plus caractéristiques du niveau de la mer. Ainsi se trouvent signalés les instants où la station connaît le début de l’intervention des hautes pressions pelliculaires américaines et, faits beaucoup plus rares, ceux où agissent les fortes dépressions bermudiennes. Les deux cas reviennent d’ailleurs au même, en ce sens qu’un anticyclone froid suit de près l’action d’une perturbation maritime. A partir du moment où ces centres d’action interviennent sur Miami, il y a arrivée d’un air polaire continental plus ou moins dégénéré. Dans la mesure du possible, et afin de bien signaler le début d’un cycle massique, on n’a retenu que Pc, ce qui implique la présence de A1 dans le complexe de pressions. Miami est la première station affectée par une modification des combinaisons isobariques antillaises. Elle apparaît de ce fait comme la plus caractéristique de toutes, du point de vue qui nous préoccupe ici. C’est la raison de notre choix. A Miami s’enregistrent tous les cas successivement rencontrés sur l’ensemble de notre région.

185Les graphiques traduisent ainsi, non seulement l’antagonisme quotidien entre influence tempérée et tropicale en altitude, mais aussi le conflit corrélatif entre ces mêmes influences, au niveau de la mer. Les fléchissements dans les courbes de pression à 500 mb, du moins les plus marqués, doivent être accompagnés de l’arrivée, sur Miami, d’un air continental nord-américain. Nous allons voir que, sur ce point, l’accord est tout à fait satisfaisant. Signalons toutefois qu’il existe des advections froides, sans la chute de pression corrélative d’une poussée du jet en direction de l’Equateur. A cela deux raisons ; l’une est attachée aux processus eux-mêmes, l’autre au degré de précision des documents. Le jet peut rester tendu d’Ouest en Est, au Nord immédiat de la Caraïbe, alors que des linéaments plus septentrionaux dirigent malgré tout jusqu’aux confins de notre domaine, des anticyclones pelliculaires. Dans ce cas, ceux-ci n’agissent jamais massivement sur la région. Il faut remarquer en outre que les courbes isohypses allant de 200 en 200 pieds (à peu près 60 en 60 m), il n’est pas possible d’enregistrer, avec une précision suffisante, les variations d’altitude de la surface isobarique. Des ondes profondes peuvent enfin, mais très rarement, être accompagnées d’anticyclones fort mal venus.

186A été également traduite la variation des valeurs moyennes mensuelles. Nous avons ainsi synthétisé sur les graphiques des années 1951, 52 et 53 (figure 88), le rythme saisonnier de déplacement du jet et de la crête chaude tropicale. Un schéma des tendances moyennes calculées sur ces trois années a en outre été réalisé (figure 89). Dépassant le cadre de chacune d’entre elles, il offre une esquisse à valeur générale des balancements latitudinaux du jet et de la crête chaude. Ajoutons que les variations journalières et saisonnières de la température d’altitude ont été relevées au-dessus de Miami pour l’année 1952.

187Les courbes ainsi dressées109 permettent de retrouver sous une forme systématique les corrélations dont l’année 1951 a fourni l’analyse précise. Seuls les traits fondamentaux en sont dégagés. Pour cela, il a été convenu que les poussées du jet répondant aux vallées planétaires les plus actives, sont celles où Miami est compris entre les isohypses 188-190, 186-188 ou 184-186 (figure 87).

188En janvier 1951, nous relevons 4 poussées de cette ampleur, en février 3, en mars, avril, mai et novembre 1. En janvier 1952, nous en trouvons 1, en février 3, en mars 2, en avril 3, en mai 1, en novembre 1 et enfin 2 en décembre. En janvier 1953 il y en a 4, 1 en février et en mars, 2 en octobre et 1 en novembre. Ces processus sont donc bien exclus, à deux exceptions près, de la période d’été. Les ondes d’altitude peuvent être très importantes par leur stabilité. Elles se maintiennent parfois au-dessus de la même région pendant plusieurs jours. Tels sont les cas du 12 au 16 mars 1951, du 13 au 16 décembre 1952, du 2 au 6 février 1953. Elles peuvent être très profondes, occasionnant une forte baisse de pression au-dessus de la station qu’elles affectent. Ainsi en est-il le 29 janvier, le 27 février et le 16 décembre 1952, les 4, 10 et 11 janvier 1953.

189Devant l’ampleur de ces phénomènes d’altitude, on doit s’attendre à l’apparition de manifestations conjointes au niveau du sol, c’est-à-dire, sur Miami, à l’arrivée, et dans certains cas, au maintien plusieurs jours durant, d’un air polaire continental. Le fait est que, sauf le 7 avril et les 17, 18 et 19 mai 1951 (le 3 février 1952 qui constitue l’une de ces exceptions n’est pas démonstratif), les ondes d’Ouest sont toujours accompagnées d’air polaire, c’est-à-dire, en dernière analyse, d’anticyclones froids de surface. De 1951 à 1953, on note 33 vallées planétaires puissantes. Deux d’entre elles seulement sont inactives (soit un pourcentage de 6 %). Ainsi, à un phénomène d’altitude profond correspond, pour ainsi dire toujours, l’intervention d’un anticyclone américain susceptible de modifier l’allure des complexes isobariques antillais.

190L’onde d’altitude s’accompagne, à 500 mb, de la baisse de la température (figure 80, 1 et 2). A la fin des mois de janvier et de février 1952, les puissantes vallées planétaires du jet sont corrélatives de remarquables anticyclones polaires au niveau de la mer. Or, elles s’accompagnent aussi d’une brutale transgression d’air froid à leur niveau. Du 26 au 27 février 1952, la chute de pression est rapide. L’arrivée froide l’est tout autant. Au-dessus de Miami, les températures passent alors de — 5 — 10° à — 15 — 20°. Celles-ci se maintiennent encore à — 10 — 15° les 28 et 29.

191Ainsi, les temps antillais qui impliquent l’intervention d’un anticyclone continental sont bien tributaires d’une courbure cyclonique du jet. Ceci peut aller jusqu’à la dépression d’altitude à cœur froid (goutte d’air froid).

192Durant l’été, il y a gonflement de la crête chaude avec augmentation de la puissance et de la superficie de ses noyaux de plus hautes pressions. Mais il y a aussi tendance à son déplacement vers le Nord. Sur la Caraïbe, après l’augmentation saisonnière de l’été, la pression d’altitude peut ainsi connaître une certaine régression. C’est que les points les plus hauts de la crête se tiennent alors au Nord du domaine antillais. Les Antilles sont donc sur le bord des basses pressions équatoriales et, se trouvent soumises à leurs vents d’Est. Les vents d’Est équatoriaux d’altitude se situent en effet entre la crête tropicale boréale et celle de l’hémisphère Sud, vraisemblablement transgressive vers le Nord. L’opposition entre hiver et été reste illustrée, quoi qu’il en soit, par des dispositions d’ensemble qui donnent à la période estivale les plus fortes pressions.

193Une certaine variabilité apparaît dans la valeur de celles-ci de janvier à avril et d’octobre à décembre. Elles revêtent par contre une stabilité marquée en été (figure 88). Il faut voir l’explication de l’irrégularité du style hivernal dans les changements fréquents de la position latitudinale du jet, et dans l’intervention d’ondes plus ou moins profondes et plus ou moins nombreuses. Les valeurs moyennes ne traduisent d’ailleurs pas ces deux processus, bien différents l’un de l’autre. Ainsi en février 1952, l’altitude de la surface 500 mb est comprise entre 18 900 et 19 100 pieds. Il en est de même en janvier 1953. Or, la forte tendance dépressionnaire qui se manifeste dans les deux cas n’a pas la même signification. En février 1952, mise à part la très belle onde de la fin du mois, la stabilité de la surface à 190-192 est assez remarquable. En janvier 1953, par contre, la tendance cyclonique est due à la présence de plusieurs et profondes poussées du jet. Quoi qu’il en soit, et telles quelles sont, les portions hivernales des courbes reflètent de façon satisfaisante la variabilité des conditions du temps à cette époque de l’année. Constatation précieuse si l’on tient compte de l’harmonie beaucoup plus grande que revêtent les trois portions estivales des graphiques établis en années successives.

194La courbe moyenne des trois années (figure 89), tout en effaçant artificiellement les irrégularités hivernales, confirme de façon saisissante l’opposition entre les deux saisons. Ainsi, dispositions année par année ou situations moyennes aboutissent, en altitude, à un contraste saisonnier qui recoupe très exactement celui auquel nous aboutissions par l’analyse des phénomènes de surface.

195Des documents divers ont été envisagés. Ils l’ont été indépendamment les uns des autres et dans un esprit différent. Par leur concordance, les résultats obtenus font la preuve que les phénomènes sont solidaires dans leur dynamisme, d’un niveau à l’autre. Les mécanismes généraux étant établis et le lien des centres d’action et des masses d’air connu, le moment est donc venu de faire le bilan de ces masses d’air sur le domaine antillais.

IV. — LES MASSES D’AIR SUR LES ANTILLES ; ESQUISSE REGIONALE

196Les complexes isobariques indiquent les conditions d’ensemble du temps sur les Antilles sans donner L’idée de la répartition des influences de chacun de leurs éléments. La statistique des masses d’air affectant un certain nombre de stations équitablement réparties va permettre d’accéder à cette notion. Cette statistique dira, en chaque point, à quel centre d’action rattacher les flux du moment, même si les qualités massiques tendent, en plusieurs lieux de relevé, vers l’uniformité.

197Les masses d’air ont été recensées jour par jour et pendant dix ans sur dix points d’observation. Ce qui importe, à l’échelle où nous nous plaçons ici, c’est une répartition qui permette de dégager des groupes d’îles ou portions de territoires connaissant le plus souvent des conditions atmosphériques identiques ou voisines. On a choisi une station continentale (Miami), une dans la moitié Nord des Bahama (Nassau), l’autre dans sa moitié Sud (îles Turks). Une est à l’Ouest de Cuba (La Havane), l’autre à l’Est (Guantanamo). Deux sont de disposition latitudinale sensiblement identique (Puerto-Plata et San Juan), mais leur éloignement est différent à l’égard du continent américain. Une est liée à une Grande Antille déjà méridionale (Kingston). Deux enfin, situées aux Petites Antilles, signalent les dispositions susceptibles d’être rencontrées jusqu’aux limites méridionales de notre domaine. Cette répartition permet d’envisager, à côté de stations « au vent » (Miami, La Havane, Puerto-Plata, San Juan), des stations « sous le vent » comme Guantanamo, Kingston et aussi Fort-de-France et Port-of-Spain. Surtout, elle est disposée en fonction de la latitude et de la longitude. C’est là le fait essentiel. Il domine le cloisonnement régional que nous entendons mettre en évidence.

198Comme pour l’étude isobarique, nous partirons des faits les plus généraux pour arriver aux considérations les plus particulières. La figure 90 permet de dégager d’emblée trois ensembles. Ils groupent respectivement Miami, Nassau, La Havane ; Guantanamo, Kingston, les îles Turks, Puerto-Plata ; San Juan, Fortde-France, Port-of-Spain. Dans le premier groupe, l’influence du continent (Pc et Pcd) est évidente et importante. Elle correspond à un pourcentage compris entre 20 et 30 % des temps de l’année, (ce qui situe par conséquent l’air tropical entre 70 et 80 % des cas moyens annuels). Dans le second, l’intervention continentale, pour être plus réduite, n’en est pas moins encore présente. Elle se place entre 5 et 9 %. La rupture, nette, entre la première et la deuxième région le reste entre la seconde et la troisième. A partir de Porto Rico et jusqu’à Trinidad, l’influence nord-américaine directe devient un fait exceptionnel ou même pratiquement inexistant.

199Cette première étude confirme des faits prévisibles. Elle permet toutefois de situer des limites qui n’étaient pas, a priori, clairement discernables. Elle donne en outre des appréciations quantitatives sur la valeur numérique de ces limites. Ainsi, en dehors de la Floride tout entière, l’Ouest de Cuba et le Nord des Bahama apparaissent comme les parties les plus continentales de l’archipel. La plus grande partie des Grandes Antilles s’oppose par ailleurs, non seulement à ces régions mais aussi à l’arc oriental auquel il faut rattacher Porto Rico (avec les nuances que l’étude détaillée permettra d’apporter). La disposition en latitude et en longitude, la répartition des terres et des mers, le jeu des centres d’action atmosphériques, permettent donc un découpage régional que recoupe à peu près l’opposition classique entre Grandes et Petites Antilles.

200A l’intérieur des trois domaines dessinés, interviennent des nuances. Une rupture existe entre Miami d’une part, l’Ouest de Cuba et le Nord des Bahama d’autre part. De même entre les îles Turks et Puerto-Plata. A cela il faut ajouter que le rapprochement de deux stations par leurs étiquettes massiques n’implique pas forcément entre elles des « effets » identiques. Nous l’avons mis en évidence entre Miami, La Havane et Nassau110 Il en est de même à l’intérieur des autres groupes, surtout si l’on envisage les expositions par rapport aux vents dominants.

201La répartition des différentes masses d’air sur chacune des stations considérées peut être inégale suivant les années. Il importe donc d’étudier maintenant le degré de stabilité, d’une année à l’autre, des types moyens envisagés. Pour cela, il faut chercher à savoir si, dans les trois régions, les modifications du total de chaque masse d’air se font dans le même sens, et selon une même proportion. Le tableau 19 et les figures 91 (1 à 5) tiennent compte des quatre catégories d’air. Ceci afin de rendre cette analyse plus rigoureuse, et d’introduire éventuellement certaines nuances à l’intérieur des domaines dégagés.

202La comparaison des graphiques de Miami, Nassau et La Havane confirme la similitude des trois stations. Les diverses masses d’air y ont des variations identiques, d’une année à l’autre, au cours des dix années de référence. A Miami, Tm gravite entre 49 et 66 %, Pmt entre 8 et 20 %, Pcd entre 11 et 17 % et Pc entre 8 et 24 %. A Nassau, Tm varie entre 54 et 73 %, Pmt entre 8 et 20 %, Pcd entre 11 et 16 % et Pc entre 5 et 18 %. A La Havane, Tm va de 56 à 73 %, Pmt de 7 à 19 %, Pcd de 10 à 14 % et Pc de 6 à 18 %. D’une façon générale, Tm et Pcd sont relativement stables. Pmt (dont l’importance absolue est plutôt faible) a des fluctuations plus importantes, qui vont du simple au double. C’est Pc qui donne toutefois l’élément de diversification le plus grand, puisque sur chacune des trois stations, son influence varie du simple au triple ; l’importance absolue qu’il peut revêtir est appréciable (en 1930, 1 jour sur 4 à Miami, environ 1 jour sur 5 à Nassau et à La Havane).

203Dans le groupe Guantanamo-Kingston-îles Turks-Puerto-Plata, le parallélisme des graphiques est quasi total. Par ailleurs, nulle part l’influence de Pc n’est marquante. Sa variation d’une année à l’autre ne constitue donc plus un fait important, bien qu’elle soit de 0 à 3 aux îles Turks, de 0 à 4 à Kingston et de 0 à 5 à Guantanamo. C’est Pcd, c’est-à-dire un air continental plus ou moins modifié, qui signale l’influence du continent voisin. La stabilité de son action est grande à Guantanamo (entre 5 à 8 %). Il en est de même à Kingston (de 5 à 7 %, si l’on excepte l’année 1938 où Pcd descendit à 3 %) et aux îles Turks (4 à 7 %). A Puerto-Plata la variation est plus grande (1 à 6 %). Quoi qu’il en soit, les deux catégories d’air continental ne l’emportent plus sur Pmt (seule exception : Guantanamo et Kingston en 1937). L’air polaire maritime tropicalisé devient ainsi un fait intéressant, sans revêtir toutefois une grosse importance. Tm commande en définitive déjà nettement les conditions météorologiques de ce deuxième groupe.

204L’écrasante supériorité de Tm sur Pmt dans le troisième groupe (ajoutée à la quasi-inexistence de Pcd), indique que nous arrivons là où l’influence des masses d’air continentales, même tropicalisées, ne joue plus dans l’ensemble qu’un faible rôle. Toutefois à Porto Rico, Pmt revêt une importance plus grande qu’aux Petites Antilles. En outre, l’intervention de Pcd, pour aussi exceptionnelle qu’elle soit, n’y est pas à exclure (notamment en 1931).

205Ainsi, l’analyse des cas annuels successifs confirme les données moyennes et permet de les préciser. L’évolution massique est bien du même ordre à l’intérieur des trois groupes. De l’un à l’autre il y a dégradation de l’influence continentale et accentuation parallèle de l’influence maritime tropicale (du 1^er au 2^e groupe, Pc perd sa position, du 2^e au 3^e, c’est Pcd ; à Porto Rico, d’ailleurs, Pmt s’amenuise).

206Les cadres régionaux étant établis du point de vue de la distribution des masses d’air et des flux, il est nécessaire de voir maintenant, à l’intérieur de l’année, la répartition des divers processus envisagés (figure 92, 1 à 8).

207Comment se présentent, en premier lieu, les faits à Miami, à l’Ouest de Cuba et au Nord des Bahama ?

208A Miami, le graphique de l’évolution moyenne des masses d’air au cours de l’année, indique qu’à aucun moment l’influence du continent ne l’emporte sur celle de l’Atlantique tropical. Toutefois les interventions se font presque équilibre de janvier à mars et d’octobre à décembre, tandis que celle de l’Atlantique tropical l’emporte de façon écrasante de mai à septembre. A La Havane et à Nassau, on retrouve la même opposition entre mai-septembre et janvier-mars octobre-décembre. L’intérêt de cette constatation réside dans le fait que, pour ce groupe, la corrélation est étroite entre l’importance et la répartition annuelle des masses d’air froides et l’allure des complexes isobariques. L’Ouest de Cuba et le Nord des Bahama sont directement soumis à l’évolution des combinaisons subtropicales de pressions. Ils subissent l’effet des diverses cellules, tandis que les Petites Antilles n’en subissent que rarement la totalité.

209Mais le rôle de l’anticyclone américain varie en année vraie. Ce qui frappe tout d’abord, si l’on observe les graphiques du comportement des masses d’air pour chacun des douze mois de l’année, et pour les dix années de référence, c’est que ces masses montrent très exactement la même variation à Miami, Nassau et La Havane. De mai à septembre, l’air tropical maritime l’emporte de beaucoup sur ces stations, quelle que soit l’année considérée, et aussi en avril, (où jamais l’air continental ne se manifeste plus que l’air maritime). Le reste du temps, l’influence américaine se rapproche le plus souvent de celle de l’Océan et même peut dominer. Il est du plus haut intérêt de remarquer cela. Il y a en effet des années où, de janvier à mars et d’octobre à décembre, Pc et Pcd l’emportent sur Pmt et Tm à Miami, La Havane et Nassau. Le fait se vérifie, pour les trois localités, en janvier et février 1931, en février 1934, en octobre 1930 et 1938, en novembre 1930 et en décembre 1930-1935 et 1937. Il reste vrai pour Miami et La Havane en mars 1931 et 1933, en novembre 1932 et 1935, et en décembre 1938. Il l’est enfin, pour Miami seulement, en février 1937. Mais durant ces mois d’hiver, l’influence continentale peut aussi s’effacer singulièrement. Il en est ainsi dans les trois stations en janvier 1932 et surtout 1937 où, à Miami et Nassau l’intervention américaine ne se manifeste que deux jours durant, tandis qu’à La Havane Tm domine tout le mois. Pareille supériorité tropicale maritime est à noter à l’Ouest de Cuba, à Miami et au Nord des Bahama, en mars 1935, en octobre 1931 et 1936, et surtout en décembre 1931. A Miami, Pc et Pcd n’apparaissent que 5 jours, à Nassau, 3 et à La Havane, 2.

210Dans ce groupe, en dehors de l’époque estivale où règne fondamentalement Tm et accessoirement Pmt, l’influence continentale nord-américaine est donc très variable d’une année à l’autre, tantôt importante, voire massive, tantôt faible voire inexistente. Cette variabilité massique hivernale est en accord avec celle des complexes isobariques.

211La tendance se maintient au jour le jour. A la succession rapide des masses d’air de saison froide sur Miami, Nassau et La Havane, correspond une fluctuation identique des combinaisons journalières de centres d’action.

212Comment les faits se présentent-ils à l’Est de Cuba, à Hispaniola, à la Jamaïque et au Sud des Bahama ?

213Nous retrouvons ici l’opposition précédente entre six à sept mois au cours desquels il faut s’attendre aux actions continentales, et cinq mois où elles sont à exclure. L’influence nord-américaine ne l’emporte plus, à aucun moment, sur l’une ou l’autre des stations. On retrouve pourtant de janvier à mars et d’octobre à décembre des possibilités d’intervention très appréciables du continent. A Guantanamo, Pc et Pcd agissent 10 jours en janvier 1931, 11 jours en février 1934, 12 en mars 1931, 10 en octobre 1930, 12 en novembre 1930, 11 en novembre 1932, 13 en décembre 1935 et 14 en décembre 1937. Pour être moins importantes, les influences continentales n’en sont pas moins bien marquées, aux mêmes moments, sur les autres stations.

214Mais tout comme à Miami, La Havane ou Nassau, la variabilité de ces interventions est grande d’une année à l’autre. A Guantanamo, qui reflète d’une façon assez satisfaisante ce qui se passe dans la deuxième région, l’action du continent est nulle ou quasi nulle en janvier 1937, en février 1932 et 1933, en mars 1937 et 1938, en octobre 1931, 1932 et 1936. L’étude des cas vrais montre donc que, si l’influence nord-américaine est moins massive ici que précédemment, elle constitue pourtant un trait caractéristique, ne serait-ce que par une certaine fantaisie dans sa manifestation année par année.

215Que se passe-t-il en dernier lieu à Porto Rico et sur l’ensemble des Petites Antilles ?

216A Porto Rico, l’antagonisme entre les influences continentales directes et les interventions maritimes perd toute valeur, tant ces dernières l’emportent, aussi bien statistiquement que qualitativement. Quoi qu’il en soit, là où l’air a comme lointaine origine le continent (c’est vrai pour Pmt), c’est toujours en période fraîche qu’il intervient. Porto Rico apparaît ainsi comme un domaine de transition entre Grandes et Petites Antilles. Avec ces dernières, en effet, se trouve atteinte la limite des notions évoquées jusqu’ici. L’atmosphère qui y règne amènera d’ailleurs plus loin l’étude d’influences qui ne sont plus celles du domaine subtropical boréal (présence d’air austral, qu’en première approximation nous avons fondu avec Tm).

217La répartition des masses d’air sur les Antilles résulte en définitive du dynamisme des centres d’action et des processus d’altitude au-dessus de l’Amérique du Nord et de l’océan Atlantique. En effet, par l’opposition de Pc, Pcd et Pmt, ces masses d’air reflètent le dualisme qui existe sur notre domaine d’étude entre influences polaires et tropicales. C’est le même dualisme que nous trouvions ; et réparti de la même façon dans l’année, en envisageant les mécanismes atmosphériques au niveau de la mer et à 500 mb.

LES MECANISMES AUSTRAUX111

218L’étude des processus atmosphériques boréaux était nécessaire à l’intelligence du climat antillais. Il en est de même pour les processus austraux. Ce qui suit va permettre de comprendre l’importance que l’hémisphère Sud revêt sur les Antilles en période d’hivernage. Toutefois, le relativement faible nombre de cartes synoptiques et d’altitude sur ce domaine, le caractère très général de documents étayés sur un ensemble encore restreint d’observations, interdisent une étude aussi systématique et détaillée que celle à laquelle nous venons de nous livrer.

219L’air tropical maritime (Tm) de notre précédente statistique recouvre en fait Tm et Em. Or, Em atteint au moins les Petites Antilles. Em peut être, soit de l’air tropical boréal ancien (courant d’Est d’origine africaine ?), soit de l’air austral. Ce dernier cas implique l’intervention de centres d’action émissifs qui sont nécessairement les cellules subtropicales australes.

220Seule la période d’été de l’hémisphère Nord peut voir la projection d’air austral sur les Antilles, ou à leur latitude, avec incidence sur elles. Le problème revient donc à étudier les mécanismes durant l’hiver de l’hémisphère Sud. Nous y retrouvons le schéma hivernal de l’hémisphère Nord, avec anticyclone atlantique (celui de Sainte-Hélène) et anticyclone continental ou semi-continental (celui du Brésil : figure 93)112 : on peut avoir également sur l’Atlantique Sud deux noyaux (figure 94).

221C’est l’air dirigé par l’un ou l’autre de ces centres d’action, ou issu d’eux, qui affronte le flux de AA (centre de l’Atlantique nord-tropical), pour donner la Z. I. C. Nous verrons que c’est le dynamisme des centres austraux qui, par l’intermédiaire de leurs flux, impose la position septentrionale de cette Z. I. C. sur l’Afrique, l’océan Atlantique et les Petites Antilles estivales.

222Les données sur l’Atlantique Sud au large des Guyanes sont extrêmement restreintes. Il n’est pas possible de dire, en l’état actuel de la connaissance, si l’air émis par l’anticyclone de Sainte-Hélène peut nous intéresser. Il est à peu près certain, cependant, que des perturbations arrivant de l’Est sur les îles, résultent de l’activité de la Z. I. C., et impliquent l’air issu de cet anticyclone. Ceci dit, l’air des hautes pressions du Brésil s’écoule directement sur les Petites Antilles dans certains types de temps. C’est de lui qu’il sera surtout question.

223Durant l’hiver austral nous retrouvons, sur l’Atlantique et l’Amérique du Sud, la formule isobarique de l’Atlantique et de l’Amérique du Nord durant l’hiver boréal, l’anticyclone du Brésil étant A1 (ou A1-2) et celui de Sainte-Hélène AA. Or, A1 (ou A1-2) résulte, au moins pour partie, d’influences polaires, avec glissement de hautes pressions depuis l’extrémité de l’Amérique du Sud jusqu’aux latitudes subtropicales. On trouve là, en beaucoup moins massif, l’équivalent des événements reconnus sur l’Amérique du Nord (figures 95 et 96)113. Une fois réalisé, l’anticyclone du Brésil tend à glisser vers l’Est (figure 96), où il regonfle celui de Sainte-Hélène. Ce dernier peut également être renforcé par le Sud, exactement comme les hautes pressions maritimes de l’Atlantique nord-tropical peuvent l’être par leur façade polaire (figure 97). L’anticyclone américain a enfin la possibilité de garder son individualité jusqu’à l’Afrique (figure 98)114.

224D’une façon générale, il y a symétrie des événements de part et d’autre de l’Equateur en ce qui concerne les processus hivernaux : bipartition anticyclonique subtropicale, stabilité du noyau maritime, mobilité du noyau sud-américain avec glissement ou extension vers l’Est, renforcement (ou création) de cet anticyclone continental par des organismes venus de la pointe de l’Amérique du Sud (et du Pacifique). Ces organismes glissent dans l’ensemble vers l’Equateur, à l’abri de la Cordillère des Andes, comme le font les anticyclones nord-américains à l’abri des Rocheuses. Par ailleurs, on peut considérer ces anticyclones comme des individus froids, jumelés à des dépressions qui se situent à l’Est de leurs méridiens.

225Nous ne faisons que poser en termes très généraux le problème austral. Le rythme saisonnier des renforcements polaires continentaux, la répartition des complexes isobariques subtropicaux dans l’année, ne peuvent pas être établis avec rigueur en l’état actuel de la documentation. Il n’est, à plus forte raison, pas possible de lier avec une précision satisfaisante les faits reconnus dans les basses couches à ce qui se passe en altitude, où nous n’avons pas l’équivalent des cartes à 500 mb de l’hémisphère boréal115 Cependant, les renseignements sont d’ores et déjà suffisants pour établir la comparaison majeure entre les deux hémisphères hivernaux sur les longitudes de l’Amérique et de l’Atlantique, et pressentir de grandes similitudes dans le dynamisme des centres d’action.

226S’il n’est, de même, pas possible de faire l’analyse détaillée des masses d’air, on peut du moins en esquisser les dispositions d’ensemble. On assimilera l’air venu de Sainte-Hélène à Tm issu de AA (Atlantique Nord), une partie de ce flux passant sans doute l’Equateur en restant de S.-E., tandis qu’une autre se recourbe vers le N.-E. pour donner la mousson africaine. Cet air peut, en accord avec une puissance accrue de l’anticyclone maritime, occasionner des remontées importantes de la Z. I. C. entre îles du Cap-Vert et AntillesGuyanes, et créer des perturbations dont l’archipel subira ensuite les conséquences (ondes de l’Est et cyclones).

227Quant à l’anticyclone brésilien, il émet l’équivalent austral de Pc, Pcd et Pmt. Mais cet air passe alors parallèlement aux côtes de Guyane, aboutit dans l’hémisphère Nord estival, et subit un réchauffement qui en fait Em. C’est ce flux de S.-E. que peuvent connaître les Petites Antilles. Elles le subissent dans le cadre des « poussées de Z. I. C. », c’est-à-dire de la remontée du front intertropical de convergence au moins jusqu’à la latitude de la Guadeloupe.

LES CONDITIONS DYNAMIQUES DU CLIMAT ANTILLAIS - LE SCHEMA

228Les Antilles sont un lieu de confluence atmosphérique. On vient d’assister aux apports de l’Atlantique boréal et aussi, indirectement, à ceux de l’Atlantique austral à partir de l’anticyclone de Sainte-Hélène. Des flux interviennent également depuis les deux Amériques, ce qui postule l’activité arctique, avec A1, et périantarctique (avec les renforcements froids de l’anticyclone du Brésil). Comme le S.-E. asiatique, le domaine antillais est, bien qu’à une échelle plus modeste, l’un des centres majeurs de la convergence atmosphérique aux latitudes tropicales. Or, cette confluence fournit le cadre le plus général de l’explication climatique.

229La statistique des masses d’air et des centres d’action éclaire tout d’abord les grands traits de la température. Durant l’hiver, les Grandes Antilles sont plus froides que les Petites, et les températures plus sévères à Cuba et à Hispaniola qu’à la Jamaïque et à Porto Rico. C’est qu’il y a bipartition anticyclonique avec inégale répartition de Pc, Pcd, Pmt et Tm. Si l’été offre, par contre, peu de contrastes sur l’ensemble de l’archipel, c’est parce que Tm (et Em) le recouvrent uniformément. Le jeu des masses d’air et des centres d’action explique ensuite, ou fait pressentir l’explication des principaux aspects de la pluviométrie. Il a été dégagé une opposition entre saison sèche et saison pluvieuse. La répartition des mois secs (ou relativement peu pluvieux), et des mois très arrosés, reste dans l’ensemble la même aux Grandes et aux Petites Antilles : janvier à avril et novembre-décembre pour les premiers, mai à octobre ou novembre pour les seconds. Or, avec quelques nuances qui seront expliquées plus loin, la statistique des complexes isobariques et des masses d’air recouvre ce découpage. Le lien de cause à effet est évident.

230Le style le plus pluvieux correspond au règne de AA et de Tm, le plus sec à la bipartition anticyclonique et à la multiplication des qualités de flux atmosphériques. On peut, dans ce contexte, prévoir par ailleurs que les perturbations estivales seront d’Est et celles de l’hiver, d’Ouest. Pour ces dernières, en effet (fronts ou lignes de discontinuités cinématiques : surge-lines et shear-lines) il ne peut y avoir que déplacement dans le sens où se déplacent, plus au Nord, les centres d’action qui les créent.

231Il faut voir également que la partie du domaine antillais la plus proche du continent en hiver (Grandes Antilles par rapport aux Petites Antilles, Cuba et Hispaniola par rapport à la Jamaïque et à Porto Rico) est la moins arrosée parce que la plus souvent et la plus directement soumise à l’air frais et subsident. Ces dispositions influent certainement sur le bilan pluviométrique annuel.

232L’analyse qui précède permet, au total, de confirmer l’opposition classique entre Grandes et Petites Antilles. C’est donc cette opposition qui va fournir le principe de notre étude régionale.