LES FACTEURS DU TEMPS EN SAISON SECHE AUX GRANDES ANTILLES : LE ROLE FONDAMENTAL DES TRANSGRESSIONS POLAIRES

1L’analyse des mécanismes du temps en saison sèche aux Grandes Antilles doit donner une explication aux faits dégagés plus haut. Résumons-les. La relative médiocrité des températures au moins à l’Ouest des îles et sur leurs façades Nord, contraste avec les valeurs hivernales plus élevées des Petites Antilles. On peut par contre parler de la douceur de la région en hiver, Comparée aux basses températures, fort épisodiques il est vrai, susceptibles d’être connues par la Floride. La sécheresse des Grandes Antilles, habituelle durant la période, est accentuée à Cuba. Les chutes de pluies, quoi qu’il en soit, introduisent dans les îles une puissante dissymétrie, opposant le Nord, arrosé, au Sud aride.

2Ces caractères s’éclairent par les facteurs du temps. Ceux-ci, en saison sèche, sont représentés, au niveau de la mer, par l’anticyclone américain et l’air polaire et par l’anticyclone subtropical atlantique et l’air tropical. En altitude intervient la position méridionale du courant d’Ouest (courant-jet) et, d’une façon générale, ses variations de courbure au-dessus de l’Amérique du Nord et de la Caraïbe.

3A l’intérieur de ce contexte, jouent les perturbations. Il y a tout d’abord les fronts que, selon les auteurs et la position, on pourra appeler, polaires, méridiens, tempérés ou des alizés1. L’expression qui paraît la meilleure reste, selon nous, celle de front polaire car il y a bien avec ce type de perturbation, contact entre l’air polaire, direct ou indirect, et l’air tropical. La dégénérescence des fronts par égalisation massique amène les lignes de discontinuité cinématiques. Aux uns et aux autres, sont associés des talwegs qui peuvent être ouverts à la fois sur la zone tempérée et la zone tropicale. On aura alors les couloirs de circulation méridienne2. Ces talwegs peuvent être fermés à l’amont et s’ouvrir uniquement sur la zone tropicale ou la zone tempérée. Dans ce dernier cas, ce sont ceux d’altitude qui interviennent sur le temps tropical, où ils donnent les ondes du courant d’Ouest3 Ces ondes revêtent divers degrés du fait des linéaments du jet. Les talwegs ne s’accompagnent pas forcément de fronts, du moins sur toute la longueur. Sur les uns et les autres peuvent naître des circulations fermées dépressionnaires. Celles-ci revêtent soit l’aspect de perturbations localisées se déplaçant d’Est en Ouest dans le lit des alizés, soit celui de dépressions vastes et stables qui occupent souvent la zone des Bermudes, tout en dominant la circulation sur l’ensemble ou une grande partie des Antilles. Elles peuvent aussi être des perturbations mobiles de front polaire, quittant notre domaine pour accomplir une carrière tempérée à travers l’Atlantique Nord et l’Europe.

4Fronts, lignes de discontinuités cinématiques, talwegs, circulations fermées, impliquent l’arrivée de masses d’air d’origines et de qualités diverses. Ceci se traduit par des températures pseudo-adiabatiques potentielles du thermomètre mouillé (θ’W.) différentes de part et d’autre d’un front ou d’un talweg et, le plus souvent, par des variations dans la température du thermomètre sec (qui est représentée dans les courbes d’état). Il s’ensuit des degrés d’humidité différents de part et d’autre d’une ligne de discontinuité, dans le plan horizontal comme dans le plan vertical. Une masse d’air chaude et humide pourra être sous une masse froide et sèche, bien que l’air chaud ait tendance normalement à gagner les hauts niveaux.

5Aux latitudes des Grandes Antilles hivernales, les processus thermodynamiques ne peuvent être ignorés. Cependant, sous certaines conditions, les contrastes de température et d’humidité de l’air peuvent s’estomper ou disparaître. Les différences de vitesse et de direction des vents traduisent alors l’affrontement de « circulations différentes », et provoquent une certaine convergence. Il ne peut être nié que les perturbations cinématiques interviennent. Mais il reste actuellement très difficile, voire impossible, de faire la distinction, aux limites, qui sont souvent celles où se situe le phénomène tropical, entre les faits où jouent les masses d’air avec leurs températures et leurs densités propres, et ceux où n’apparaissent que les mouvements.

6Nous savons, par l’analyse faite dans la première partie, l’importance des processus polaires sur les Grandes Antilles hivernales4. C’est par eux que doit être abordée l’explication de la période. Ceci implique leur mise en évidence de façon aussi précise que possible.

7Malgré les nuances révélées par l’étude descriptive, les moyennes du mois le plus froid ne permettent pas de parler d’hiver sur les îles du Nord. Quoi qu’il en soit, noyés dans des températures habituellement élevées, des relevés médiocres peuvent se présenter, qui correspondent à des moments de rafraîchissement sensible. De telles baisses du thermomètre, aussi rares soient-elles, n’en sont pas moins à signaler et à expliquer. D’ailleurs, un premier contact a été pris avec ce problème lorsqu’il a fallu fixer les cycles massiques, en accord avec les combinaisons isobariques successives. Surtout, ces baisses ne sont que la manifestation localement et provisoirement excessive, d’un phénomène général qui présente par lui-même une importance considérable sur les Grandes Antilles.

8La latitude et l’environnement d’eaux chaudes expliquent l’absence d’hiver (l’hiver impliquerait le maintien, pendant une période assez longue, de températures médiocres, ce qui n’est jamais le cas). Mais le conflit qui s’établit entre air tropical et air polaire direct explique à son tour la possibilité de « coups de froid ». Ceci pour peu que les vagues froides soient puissantes, et de ce fait la régression provisoire de l’air tropical bien établie, en même temps que le coup de frein maritime, limité dans ses effets. Ces « coups de froid », ce sont les Nortes5. Ils peuvent affecter la Mer du Golfe, le Mexique, le Sud et le Sud-Est des U. S. A. et en particulier la Floride. Ils sont représentés dans la littérature géographique comme des faits exceptionnels. C’est vrai si l’on prend en considération les effets thermiques du phénomène. Mais ce ne l’est plus si on envisage le mécanisme lui-même. Les Nortes proviennent de l’injection, bas en latitude, d’air polaire direct élaboré sur le continent nord-américain refroidi. Or, cette injection se fait surtout par l’intermédiaire des anticyclones polaires mobiles qui glissent le long des méridiens avant de déborder vers l’Est, ou par la présence d’une forte dépression bermudienne. Les Nortes correspondent donc à l’intensité extrême d’un phénomène habituel. On sait en effet que le dynamisme des anticyclones américains A1 domine la période qui va d’octobre à avril6, période au cours de laquelle est réalisée la bipartition anticyclonique subtropicale. C’est pourquoi nous ne dissocierons pas ces coups de froid du phénomène général auquel ils appartiennent, d’autant plus que ce dernier a une grande importance explicative.

LES POUSSEES FROIDES HIVERNALES AUX GRANDES ANTILLES

9On distingue deux catégories de poussées froides, ramenées aux effets relevés au-dessus des Grandes Antilles. Il y a celles qui se manifestent à tous les niveaux et celles qui n’apparaissent bien qu’en altitude. Ce qui amène à envisager :

• Les poussées froides sévères d’Ouest ;

• Les poussées dégénérées et les poussées d’altitude.

I. — LES POUSSEES FROIDES SEVERES D’OUEST

10Elles sont liées soit au défilé des anticyclones pelliculaires, soit à la présence d’une forte dépression bermudienne. Le problème est donc de suivre sur les Grandes Antilles les effets thermiques de hautes pressions mobiles passant au Nord des îles, d’Ouest en Est, ou ceux des basses pressions de l’Atlantique occidental. Il s’agit de conditions déjà envisagées dans l’étude statistique et dynamique des centres d’action et des flux atmosphériques. Mais le but alors poursuivi était de justifier les étiquettes massiques et, en établissant le lien qui existe entre les masses d’air et les positions successives de centres émissifs, de définir un cycle impliquant les unes et les autres. C’est de cette acquisition que nous partons, pour aller plus loin. Il faut maintenant, en recherchant la trace des masses d’air froides, non seulement sur le Nord des îles au niveau de la mer, mais aussi sur toute la surface de l’archipel et à plusieurs niveaux, définir complètement l’intervention polaire.

A) LES POUSSEES FROIDES PAR ANTICYCLONES MOBILES D’OUEST⁷ (POUSSEES DU PREMIER TYPE)

11L’anticyclone pelliculaire est corrélatif d’une onde d’altitude qui affecte le courant circumpolaire d’Ouest. A la faveur de cette onde s’établit une advection froide. Ainsi, après avoir mis en évidence les successions d’anticyclones mobiles, il convient d’envisager leurs effets thermiques ainsi que ceux de leurs ondes accompagnatrices. Nous verrons donc :

• le choix d’anticyclones mobiles thermiquement actifs ;

• la manifestation thermique des anticyclones puis celle des ondes planétaires ;

• à cela nous ajouterons l’étude de l’étroite dépendance des Antilles à l’égard du continent par régime d’Ouest.

12Nous avons retenu l’étude de 5 cas sensiblement identiques. Ils seront envisagés conjointement. La répétition d’une situation courante est, en elle-même, un fait d’une importance telle qu’il est bon de la mettre en évidence et d’en tirer toutes les conséquences.

1. — LE CHOIX D’ANTICYCLONES MOBILES THERMIQUEMENT ACTIFS

13Le film des anticyclones mobiles américains débouchant sur le Sud de la Floride, durant les 3 premiers mois de l’année 1951, saisit la succession vraie d’arrivées polaires directes. Ceci se passe au cours de 2 mois qui comptent en moyenne parmi les plus froids de l’année puis d’un mois où apparaît normalement le réchauffement préestival.

14L’observation des cartes au niveau de la mer (tableau 25) montre un train d’anticyclones qui comporte 6 individus en janvier, 5 en février et 6 en mars. Le point de départ de cette analyse étant dans les processus continentaux à partir desquels s’élaborent les poussées froides, voyons comment réagit Miami. C’est la station du continent la plus méridionale avant les Antilles. On en retiendra les poussées les plus profondément ressenties. La coupe des vents, les températures journalières et les étiquettes massiques de janvier (figure 104) montrent que l’arrivée d’un anticyclone s’y est chaque fois manifestée par une baisse de la température. Il en est ainsi à partir du 1^er, du 5, du 8, du 16, du 22 et du 25. Sur ces 6 attaques froides, 3 sont signalées par la rupture complète du courant d’Est et une chute très sérieuse du thermomètre. Le 9, Miami enregistre 3°3 ; le 17, 7°2 ; le 26, 4°4. Les 3 autres descentes polaires sont beaucoup moins sévères : 16°7 le 5 ; 15° le 23 ; le thermomètre n’enregistre il est vrai que 10°6 le 1^er. En février (figure 105) la coupe de vents, les températures et les étiquettes massiques indiquent que l’air froid est descendu jusqu’à Miami de façon sensible 4 fois : à partir du 2, du 8, du 16 et du 22. Ce qui recoupe, à une exception près, les dispositions du tableau des anticyclones. L’arrivée de A9 le 11 février ne s’est en effet pas manifestée au Sud de la Floride de façon évidente, (sinon par un palier dans la remontée des températures après le passage de A8) bien que son action ait été enregistrée plus à l’Est. La poussée du 2 fait descendre le thermomètre jusqu’à 3°9, celle du 8 à 7°2 et celle du 22, moins sévère, à 12°2. Ces 3 poussées rompent provisoirement la circulation d’Est. L’attaque froide du 16 est plus modeste. En mars (figure 106) disparaît le lien étroit que nous venons de noter entre direction des vents, étiquettes massiques, températures et arrivées d’anticyclones issus du continent. C’est que la circulation sur la façade atlantique des U. S. A. est dominée par une forte dépression située, tantôt à cheval sur l’Amérique et l’Océan, tantôt sur la zone des Bermudes. L’air froid qui s’écoule par la face occidentale de cette dépression donne des conditions anticycloniques mal venues. Quoi qu’il en soit, les corrélations précédemment dégagées gardent une valeur générale. Le tableau de la marche des anticyclones montre le changement d’individu, « autour » du 1^er, du 9, du 14, du 21, du 25 et du 31. La coupe des vents à Miami indique que la rupture du courant d’Est est en accord avec ces dates, le cas du 1^er mis à part. Des 5 poussées froides caractérisées, la plus sévère est celle du 21 (8°9 à Miami le 22) ; les autres sont celles du 14 (12°2 le 16), du 25 (13°9 le 26), du 31 (14°4) et du 9 (17°2). Cette dernière, la moins virulente, a une température de l’ordre de celle que, tout au début du mois, apporte A1-2.

15En résumé, sur 6 atteintes froides en janvier, 3 amènent à Miami la température sous 10° et une peu au-dessus. En février, sur 5, 2 y donnent des températures inférieures à 10° ; en mars sur 6, une seulement descend en dessous de cette valeur. C’est dire que les 3 mois de référence sont un reflet satisfaisant des dispositions reconnues normalement durant cette période de l’année : sévérité de l’action des anticyclones mobiles en janvier et en février, tendance au réchauffement en mars par diminution de l’intensité de leur action.

16Nous allons voir dans le détail les 5 advections polaires les plus profondes parmi celles que nous venons de reconnaître. Ainsi retiendrons-nous les 3 poussées de janvier et les 2 de février où la température descend, à Miami, sous 10° au moment de l’observation journalière de 0 300 TU. Avant d’en suivre les manifestations froides, indiquons brièvement comment se présente leur évolution synoptique.

17a) La poussée du 8-9 janvier par arrivée de A3. — Le 6 janvier, l’anticyclone pelliculaire A2, largement étalé sur l’Atlantique occidental intervient sur une partie des Grandes Antilles ; dans le même temps, il se fond d’ailleurs à l’anticyclone subtropical oriental. Un anticyclone à deux noyaux règne alors sur le continent nord-américain. Celui-ci glisse sous une branche méridienne du jet, qui constitue le bord occidental d’une vallée planétaire dont la partie orientale guide A2 sur l’Atlantique, le 7, l’anticyclone continental, A3, prend des proportions considérables ; il occupe la plus grande partie des U. S. A. et du Canada, et déborde largement sur la Mer du Golfe. La puissance de sa poussée froide est telle que son front reste intact sur cette dernière, sur le Mexique, et au Nord de la Floride. Le 8, l’anticyclone évolue vers l’Est et déborde sur Cuba où le front froid se maintient. Cette translation s’opère avec le déplacement de l’axe du talweg d’altitude du courant d’Ouest. Le 9, le glissement en direction de l’Atlantique se poursuit. Le front atteint l’Est de Cuba ; l’anticyclone pelliculaire s’étale en outre sur le Sud-Est des U. S. A. et le golfe du Mexique jusqu’au Yucatan. L’axe de l’onde d’altitude est alors au-dessus de l’Atlantique occidental. Ces différents processus se poursuivront les jours suivants et en particulier le 10, avec frontolyse de la partie la plus méridionale du front.

18L’évolution de A3, est donc en harmonie avec les processus d’altitude, toujours associés à la migration des anticyclones polaires. Deux vagues froides en résultent. L’une au niveau du sol et dans les plus basses couches de l’atmosphère, correspond à l’énorme masse froide que constituent les hautes pressions pelliculaires. L’autre, en altitude, est liée à la progression vers les basses latitudes du talweg dessiné par le courant-jet. Ces deux poussées étant corrélatives, il en résulte une transgression froide globale qui doit affecter une grande épaisseur de la troposphère. La corrélation est nette, en effet, pour le cas présent, le front au niveau de la mer évoluant vers l’Est dans le temps où se déplace l’air polaire d’altitude. Nous avons déjà vu l’explication probable d’un tel fait. L’anticyclone pelliculaire est lié au rayonnement qui s’exerce au-dessus du sol. Son déplacement dépend de l’effet dynamique de l’onde d’Ouest. Mais il est probable aussi que celle-ci, par la poussée froide qui lui est propre, nourrit l’air polaire inférieur, d’où, à ce niveau, et bas en latitude, à la fois maintien des hautes pressions et des basses températures. Cette corrélation n’empêche pourtant pas un certain déphasage entre l’onde froide d’altitude et l’advection au sol et surtout, à partir d’un certain moment, leur dissociation au-dessus des îles.

19b) La poussée du 16-17 janvier par arrivée de A4. — Son évolution est identique à la précédente : le 15, débordement sur la mer du Golfe d’un puissant anticyclone occupant l’Ouest des U. S. A. et le Mexique, maintien bas en latitude (c’est-à-dire sur le Yucatan et la Floride) d’un front froid, onde planétaire à 500 mb. Le 16, le front froid est sur l’Est de Cuba, l’anticyclone pelliculaire sur le Sud des U. S. A., le Golfe du Mexique, le Yucatan et la Grande Antille occidentale. En altitude, le talweg de l’onde se déplace vers l’Est. Le 17, cette évolution se poursuit, l’anticyclone polaire recouvrant la Floride, la mer du Golfe et les Grandes Antilles, tandis que le talweg de l’onde d’altitude s’est éloigné du continent américain. Signalons que la dépression de front polaire qui commande A4 est plus puissante que celle qui dirigeait A3.

20c) La poussée du 26 janvier par arrivée de A6. — La figure anticyclonique continentale est très puissante le 26 mars mais elle se scinde en deux éléments le 27. La phase de progression vers l’Est du front froid reste la même que précédemment : arrivée sur la Floride le 25, sur l’Est de Cuba le 26. Un large débordement de l’anticyclone vers l’Est s’opère le 27, avec frontolyse de la partie méridionale du front, alors rejeté au N.-E. des Grandes Antilles.

21d) La poussée du 2 février par arrivée de A7. — Tout ce qui a été dit reste valable ici, qu’il s’agisse des processus d’altitude ou des bas niveaux. Il faut souligner toutefois combien reste puissant, bas en latitude, l’anticyclone pelliculaire. Ceci explique le grand déploiement du front froid qui va, le 2, de la Nouvelle Ecosse à la côte pacifique du Mexique en passant par Cuba. Cette disposition est à lier au fait que la dépression tempérée qui préside à l’écoulement de l’air continental se situe alors très haut en direction du Pôle. Ce qui n’est pas le cas pour la poussée suivante.

22e) La poussée du 8 février par arrivée de A8. — Liée à une forte perturbation située sur la façade orientale des U. S. A., elle évolue rapidement. Le 7, l’anticyclone continental, très puissant et dont l’alimentation se fait directement depuis les régions arctiques, déborde à peine sur la mer du Golfe. Le front froid arrive alors peu à l’Ouest de la Floride. Le 8, l’anticyclone a progressé rapidement vers le Sud et vers l’Est. Le front a opéré un grand bond ; il est désormais au-dessus du « Passage du vent », entre Cuba et Hispaniola.

23Les 5 poussées ont la même allure, ce qui exprime le processus habituel. Partout, l’arrivée d’un anticyclone froid, bas en direction de l’Equateur, correspond à l’intervention, à une latitude également méridionale, du courant d’Ouest à 500 mb. L’uniformité des conditions se manifeste aussi par l’allure des vents aux différents niveaux, et en particulier à Miami et à La Havane (à un moindre degré à San Juan) (figures 104 et 105, et de 107 à 110).

24On a déjà souligné l’effacement provisoire du flux d’Est au passage des fronts. Or, l’arrivée des vents d’Ouest jusqu’au sol s’accompagne d’une accélération des vitesses. Ainsi en est-il à Miami les 9, 16 et 26 janvier, de même qu’à La Havane où l’exemple le plus éloquent est celui du 9. Nous retrouvons ces dispositions à Miami les 3 et 8 février. Tout indique une incursion des vents forts d’altitude dans les plus basses couches. De ce point de vue le passage des 5 poussées est très suggestif, en particulier au-dessus de Miami. Sitôt qu’ils engendrent une circulation d’Est après le passage du front, les anticyclones pelliculaires cessent d’émettre des vents rapides. Ils entrent alors en opposition avec la circulation d’Ouest, maintenue en altitude. Le flux qu’ils dirigent n’est, dans l’ensemble, pas très épais et varie entre 2 000 et 4 000 m sur les Antilles. Le niveau 850 mb y est impliqué tandis que celui de 500 mb s’intègre dans le flux circumpolaire et la crête chaude. La surface 700 mb sert de transition parce que rattachable tantôt à l’un, tantôt à l’autre des deux systèmes de circulation.

2. — LA MANIFESTATION THERMIQUE DES ANTICYCLONES

25Elle intéresse les plus basses couches. Nous la suivrons au niveau de la mer, à 1.000 et 850 mb. Bien que 700 mb ne reflète pas toujours la circulation de l’anticyclone mobile nous l’envisagerons également ici.

26Pour cette analyse, comme pour celles qui suivront, seront utilisées les valeurs représentatives : température de l’air, du point de rosée, humidité relative, température pseudo-adiabatique potentielle du thermomètre mouillé. C’est cette dernière qui a la plus grande signification pour l’analyse massique. Nous en ferons usage en établissant les « courbes bleues » d’un grand nombre de radio-sondages. Il nous arrivera aussi d’apprécier les vicissitudes de masses d’air en comparant les courbes d’état et des points de rosée. Enfin, à l’occasion, nous confronterons les premières avec les humidités relatives. Le raisonnement s’appuiera parfois uniquement sur les variations de la température du thermomètre sec. Dans ce cas, nous ne pourrons attribuer aux tendances révélées qu’une valeur indicative, car la courbe d’état n’est jamais à elle seule, représentative des qualités d’une masse d’air. Quoi qu’il en soit, la convergence de certains faits pourra prendre du poids et les résultats acquis une certaine signification. Il en sera ainsi, en particulier, lorsqu’il s’agira, en l’absence de données suffisantes sur le point de rosée, de détecter à 500 et surtout à 300 mb, les poussées froides de l’onde planétaire.

27Aux plus bas niveaux, une difficulté est à signaler. La documentation américaine livre les relevés au sol effectués à 12 30 TU, tandis que ceux des radio-sondages sont, à partir de 1 000 mb, établis à 0 300 TU. Nous devons donc nous attendre à des divergences de détail entre les séries de graphiques élaborés. C’est, en particulier, du sol à 1 000 mb qu’il pourra y avoir des écarts dus à ce décalage de 9 h 30. Les différences d’altitude entre le sol et ce niveau (100 à 200 m) pourront intervenir également. Quoi qu’il en soit les premières centaines de mètres révèleront des tendances communes et, malgré les divergences susceptibles d’être relevées, ce sera bien là l’essentiel. En partant de ce principe, se trouveront élargies nos possibilités d’investigation, les lacunes d’un niveau étant souvent comblées par les données fournies par l’autre.

28a) L’anticyclone pelliculaire d’Ouest imprime à Miami et à La Havane les mêmes tendances thermométriques (figures 111 et 112). — Les graphiques des températures de l’air et du point de rosée montrent à ces stations une étroite similitude (figures 111 et 112). A Miami où les cinq poussées froides de référence font descendre le thermomètre sous 10°, les points de rosée accentuent encore cette tendance. Ceci implique d’ailleurs que ces advections sont en air sec. Il en est ainsi surtout les 9 janvier et 8 février, où l’écart entre température de l’air et point de rosée est important. A La Havane, de même, ces vagues froides sont enregistrées par le thermomètre sec, et plus encore par la régression du point de rosée. A un point tel qu’on constate, le 9 janvier, entre autre, un air plus sec sur la capitale cubaine que sur Miami. Ceci peut surprendre puisque l’air qui arrive à Cuba a une trajectoire maritime plus grande que celui qui atteint l’extrémité de la Floride. Cette anomalie n’est qu’apparente car l’air se sature d’autant plus vite qu’il est plus froid. Or, c’est un fait que les manifestations polaires ne sont pas aussi intenses à La Havane qu’à Miami. Jamais, au cours de la période de référence, le thermomètre n’y descend sous 10° ou même en approche. Les températures du point de rosée y sont de même toujours plus élevées qu’en Floride.

29Les niveaux standard 1000 et 850 mb confirment ces dispositions. A La Havane, les 5 poussées froides sont visibles. L’intervention de A3 est remarquable si l’on confronte les enregistrements du thermomètre sec et du point de rosée, entre le 7 et 13 janvier. Le 9, l’advection est en outre apparente à 700 mb. L’effet de A4 est sensible à 1 000 mb le 17. A6 est démonstratif par la variation des valeurs de référence à 1 000 et 850 mb, entre le 25 et le 28 janvier. En février, toujours à La Havane, A7 agit à 1 000 et 850 mb entre le 2 et le 6. Quant à A8, il se manifeste surtout le 9.

30A Miami, où les données d’altitude sont lacunaires, A6 intervient de 1 000 à 700 mb entre le 25 et le 27 janvier. En février, l’effet de A7 est saisissant à 1 000 mb le 3, et à 850 mb le 4. A8 se manifeste, comme à La Havane, surtout le 9.

31La question se pose de savoir dans quelle mesure des manifestations aussi puissantes, par la régression qu’elles imposent aux températures et par la permanence de leurs effets, se retrouvent sur l’ensemble des Antilles. Pour répondre, nous envisagerons le prolongement possible de ces manifestations sur le front septentrional des grandes îles puis jusqu’à la latitude de la Jamaïque (avec la prise en considération des radio-sondages de Swan Island). Enfin nous tenterons de retrouver ces effets sur les façades méridionales.

32b) Bien que de façon inégale, dans le temps et dans l’espace, le Nord des Grandes Antilles subit l’écho des poussées froides enregistrées à Miami et à La Havane. — Les stations impliquées ici (figures 111 et 112), sont celles de Clarence Town, des îles Turks, de Puerto Plata et de San Juan. A San Juan il sera possible de rechercher les effets massiques en altitude.

33Trois cas peuvent se présenter. Dans le premier, les poussées froides continentales se répercutent sur tout le domaine. Dans le second, elles n’y sont plus perceptibles. Dans un troisième cas, on relève des advections polaires venues du Nord-Est. Ce sont des pulsations issues d’anticyclones initialement continentaux qui interviennent en fin de course. Ils influent sur les stations orientales sans se faire sentir de façon sensible au sol, du moins plus à l’Ouest. On ne voit pas comment expliquer autrement les températures à Puerto Plata et à San Juan entre le 12 et le 17 janvier 1951 (figure 111) où le processus garde d’ailleurs un caractère de régressivité d’Ouest en Est, Puerto Plata étant plus affecté que San Juan.

34Les dispositions du troisième cas seront envisagées ultérieurement. Il est utile de connaître l’existence du deuxième. Seul le premier va nous retenir. Il postule la puissance de l’advection polaire. Or, les 5 poussées remplissent cette condition.

35Au niveau du sol (figures 111 et 112) la première advection de janvier se manifeste le 9 à Miami et La Havane. Elle passe le 10 à Clarence Town où le maximum d’effet est dans la courbe des points de rosée. Dans les mêmes conditions, elle est le 11 sur les îles Turks. L’allure des températures du 13 à San Juan et à Puerto Plata est liée à l’intervention de A3. Mais celle-ci se fait un certain temps après le glissement vers l’Est, ce qui ramène au troisième cas. La deuxième poussée se manifeste à Porto Rico où A4 imprime sa marque entre le 17 et le 20. La troisième fait de même. Le 27 janvier elle intervient à San Juan après La Havane. En février, les choses sont moins nettes. Les îles Turks sont affectées le 5, bien que de façon modeste, par l’arrivée de A7. A Puerto Plata les températures de l’air et du point de rosée connaissent, entre le 5 et le 10 une régression constante. On peut se demander si ce creux n’est pas la conséquence de l’effet conjugué des poussées de A7 et de A8. Ces deux vagues froides, différentes sur Miami et La Havane, se fondraient vers l’Est. Bien qu’il ne soit guère possible d’attribuer à A7 la régression des températures qui s’esquisse à San Juan dès le 3 février, on peut penser que, là aussi, A7 et A8 ajoutent leur action pour y maintenir des valeurs relativement médiocres dans la courbe thermométrique. La fusion des effets de A7 et de A8 à l’Est s’explique aisément. Si A7 a évolué assez lentement, l’anticyclone qui lui succède glisse vers l’Atlantique plus rapidement. En sorte que, si entre leurs manifestations froides il y a, sur le détroit de Floride un écart de 6 jours, il n’y en a plus que 4 au-dessus de Porto Rico.

36L’accord qui apparaît entre différents points caractéristiques de la façade septentrionale des Grandes Antilles semble perdre en altitude une partie de sa rigueur, pour autant qu’il soit possible d’en juger par la seule analyse du cas de San Juan. Seule l’arrivée de A4 y apporte de façon indiscutable des réactions thermiques à 850 et 700 mb. On peut s’étonner de n’en point trouver à 1 000 mb, d’autant plus qu’elles sont présentes au niveau de la mer, mais il n’y a pas là d’objection majeure. L’évolution synoptique de la deuxième poussée froide milite, en tout cas, en faveur de ces vues. Le radio-sondage du 17 janvier à San Juan indique une humidité appréciable jusqu’à 700 mb et une tendance à l’instabilité entre 850 et 700 mb. Ces conditions n’apparaissent ni le 16 ni le 18 et s’accompagnent de vents d’Ouest. Tout suggère le passage d’un front, au moins en altitude, ce que confirme la position du front consignée sur la carte synoptique du jour. Or, lorsque le 18, le vent qui reflète la circulation de l’anticyclone mobile se manifeste par un retour au régime de N.-E., on constate que si les températures n’ont pas varié à 1 000 mb, elles se sont modifiées aux niveaux supérieurs. A 850 mb le point de rosée, qui était de 11° passe à 8°, la température de l’air descend de 14 à 11°. A 700 mb, où ne varie pas la courbe d’état, le point de rosée connaît un véritable effondrement. Il passe de 4" le 17 à — 13° le 18. Ceci implique, après le passage du front, un refroidissement massique. Si une telle disposition ne se retrouve pas dans les autres poussées, elle n’en existera pas moins lorsque nous aurons à exploiter divers radio-sondages dans la suite. Ainsi, même en altitude, l’anticyclone polaire peut intervenir par ses masses froides au-dessus de la partie la plus orientale du front septentrionale des Grandes Antilles et entre cette région et La Havane.

37L’intervention de l’air froid élaboré sur l’Amérique du Nord hivernale se répercute également loin vers le Sud, c’est-à-dire jusqu’à la latitude de la Jamaïque.

38c) L’air froid des anticyclones mobiles d’Ouest atteint la latitude de la Jamaïque (figures 111 et 112). — Les cartes synoptiques n’expriment pas autre chose lorsqu’elles comportent des fronts froids qui vont jusqu’au Yucatan et passent ensuite sur Swan Island avant d’affecter la Jamaïque. Notre but est d’illustrer ce fait dans les très basses couches. Il est aussi de l’établir en altitude. Pour cela on utilisera les radio-sondages de Swan Island qui reflètent de façon satisfaisante les conditions de la Jamaïque. Bien que celle-ci soit partiellement « sous le vent » de Cuba, sa région Nord-Est est, grâce à la présence du « canal du vent », en dehors de cette situation restrictive.

39Au niveau du sol (figures 111 et 112) la poussée du 9 janvier sur Miami et La Havane est le 10 à Swan Island. Celle du 26 est également sensible au large du Yucatan. C’est dans une situation où l’anticyclone continental déborde encore peu sur l’Océan que la propagation des masses froides se fait rapidement, dans les basses couches de l’atmosphère, vers les basses latitudes. Les cartes synoptiques l’expriment. Elles révèlent des fronts intacts jusqu’au Yucatan et même plus bas encore. La présence de Cuba et le long parcours de l’air au-dessus d’eaux chaudes ne constituent pas pour ces advections froides un obstacle majeur. L’amplitude des variations thermométriques reste certes faible ; la température passe du 8 au 10 janvier de 23°9 à 21°7. Une diminution de 2°2 n’en demeure pas moins appréciable. Elle l’est du point de vue physiologique sur des organismes humains sensibilisés par la permanence de la chaleur normalement subie. D’ailleurs si la température du thermomètre est très légèrement supérieure à celle de San Juan au cours de cette première poussée, la valeur du point de rosée y est inférieure : 16°1 contre 18°3.

40Lorsque les anticyclones continentaux émissifs débordent sur l’Océan, s’opère une modification des masses d’air dans les basses couches. C’est à ces latitudes qu’elle est tout d’abord perceptible, par la frontolyse de la partie méridionale des fronts. Sous certaines conditions, en particulier par arrivée froide à partir d’une dépression bermudienne, ceux-ci peuvent se maintenir loin vers l’Equateur et loin vers l’Est. Mais ces situations restent exceptionnelles et nous envisageons pour l’instant, avec les défilés d’anticyclones mobiles d’Ouest, les dispositions les plus habituelles.

41Les poussées froides reconnues au niveau de la mer se manifestent dans toute l’épaisseur du système de vents liés aux anticyclones pelliculaires. Il en est ainsi lors du passage de A3 dont on peut apprécier l’effet entre le 7 et le 12 janvier. A 1 000 mb, le creux des températures se place le 10, comme au sol. Avant cette date, le point de rosée descend, en 3 jours, de 18 à 13°. Il remonte ensuite le 12 à 16°. Le thermomètre sec passe de 23° le 8 à 20° le 10 pour remonter à 22° le 12. A 850 mb, les régressions se situent sur les 10 et 11. La manifestation froide opère jusqu’à 700 mb, où le point de rosée passe de 0 à —3° entre le 9 et le 10. Lors du passage de A6, l’intervention polaire, visible au sol, se retrouve en altitude. A 1 000 mb elle est maximale les 26 et 27 comme elle l’était plus bas. A 850 mb, également, ces deux jours sont les plus frais, et en particulier le 26, qui connaît l’accélération d’un vent de Nord-Est. Un certain effet se retrouve le 26 à 700 mb dans l’allure du point de rosée.

42Les première et troisième poussées froides de janvier (dont les données au sol sont connues à Swan Island), révèlent le maintien de l’effet polaire au moins jusqu’à 3 000 m. Il en est de même des deux advections de février avec les passages de A7 et de A8 (pour lesquels les renseignements les plus bas sont à 1 000 mb). Entre le 3 et le 7 février, Swan Island subit, jusqu’à 700 mb, l’effet de A7. Les cartes synoptiques indiquent d’ailleurs un front intact jusqu’à la latitude de l’île. A 1 000 mb, le refroidissement est très sensible entre le 3 et le 4, où il s’accompagne d’un changement total dans la direction des vents. A cette date il se manifeste également à 850 mb. Il s’y accentuera légèrement les jours suivants. Enfin à 700 mb apparaît les 5 et 6 un air froid, sec et subsident, si l’on s’en réfère à la régression qu’y subit le point de rosée par rapport au 4. L’effet de A8 est sensible aux trois niveaux de référence du 8 au 9 février.

43L’air froid nord-américain agit loin vers le Sud, à une latitude plus méridionale que les versants caraïbes de Cuba et d’Hispaniola. La question se pose donc de savoir si son action se fait sentir sur ces versants. La réponse est affirmative.

44d) L’air froid des anticyclones d’Ouest peut être sensible « sous » comme « au vent » des îles. — Pour le démontrer (figures 111 et 112) il est souhaitable de comparer les réactions de deux stations d’une même île, l’une étant « au vent », l’autre « sous le vent ». Ainsi retiendrons-nous Guantanamo et Santo-Domingo, La Havane et Puerto-Plata. Certes, ni Guantanamo, ni Santo-Domingo ne sont au pied des escarpements les plus sévères de leurs îles. La pénétration froide y apparaît a priori moins inconcevable qu’à la base des hauts reliefs. Cette remarque reste valable à l’égard des effets de foehn. Il sera moins démonstratif d’analyser les réactions de Guantanamo que celles du littoral caraïbe au pied du pic Turquino. Quoi qu’il en soit, outre le fait que les reliefs au Sud desquels s’adossent Guantanamo et Santo-Domingo restent sensibles, il y a intervention de la largeur des îles sur leurs méridiens. Pour n’être pas les points les plus expressifs, ceux que nous retenons n’en sont donc pas moins d’un témoignage utile.

45Entre La Havane et Guantanamo, la comparaison est possible, bien que cette dernière station ne soit pas sous les flux froids dans le temps où s’y trouve la capitale cubaine. Les masses polaires ont déjà subi une certaine dégénérescence quand elles arrivent sur l’Est de Cuba. Il y a eu un début de glissement des anticyclones vers l’Atlantique d’où un parcours océanique plus long des masses d’air que lorsqu’elles descendaient sur La Havane. L’effet de la première poussée de janvier est visible, au sol, à Guantanamo. A3 y apporte la régression des températures de l’air et du point de rosée les 10 et 11, soit avec un jour de retard sur Miami et La Havane, ce qui est normal. L’absence de radio-sondages les 9 et 10 interdit toute remarque en altitude. Le passage de A4 est sensible à 1 000 mb entre le 16 et le 19 janvier, le 18 y représentant le moment de régression maximale de la température massique. Du 16 au 18 le point de rosée passe de 19 à 13°, la température de l’air de 21 à 19°. La corrélation est ainsi établie dans les basses couches avec la poussée qui se manifeste sur le détroit de Floride le 17. Enfin, la poussée du 29, liée au passage de A6 se manifeste à 850 et 700 mb exactement comme elle s’y manifestait le 27 sur la capitale cubaine. Le fait revêt de l’importance puisque c’est le seul témoignage intéressant possédé en altitude. Avec un ou deux jours de retard sur l’Ouest de Cuba, Guantanamo peut subir sous 700 mb, l’intervention des masses d’air polaires.

46Puerto-Plata et Santo-Domingo, pour lesquels nous n’avons que les relevés au sol, sont à certains égards aussi démonstratifs. Les courbes de points de rosée et du thermomètre sec sont assez comparables entre les 7 et 20 janvier, ce qui implique des réactions massiques communes. Il paraît admissible de mettre en parallèle la régression du 5 février avec le passage de A7. Celui-ci se manifestait de 1 à 2 jours auparavant sur le détroit de Floride.

47Ainsi les anticyclones pelliculaires d’Ouest affectent l’ensemble des Grandes Antilles hivernales par leurs masses froides, sur toute l’épaisseur de leur intervention possible. Ces advections sont ressenties avec plus ou moins d’intensité selon les cas et le plus ou moins grand éloignement par rapport à la source froide nord-américaine, de l’Ouest à l’Est, du Nord au Sud et de part et d’autre de chaque île. Les anticyclones apportent en outre une modification des masses d’air dans le temps où ils introduisent, provisoirement, un style de circulation qui leur est propre. La question sera de savoir quel est, de ces deux aspects, celui qui domine les processus pluviométriques. Nous verrons que la réponse n’est pas facile à donner, d’autant que toute explication pluviométrique ne peut ignorer l’action de l’onde d’altitude corrélative.

3. — LA MANIFESTATION THERMIQUE DES ONDES PLANETAIRES LIEES AU REGIME ANTICYCLONIQUE D’OUEST (figures 113 et 114)

48Les niveaux 500 et 300 mb (soit environ 6 000 et 10 000 mètres d’altitude) sont représentatifs du courant d’Ouest hivernal, souvent très rapide, et dans lequel se dessinent les ondes planétaires. Nous ne possédons que très peu de températures du point de rosée à 500 mb et presque aucune à 300. L’analyse sera basée sur les seules vicissitudes des courbes d’état et, à 500 mb, en outre, sur celles des isothermes reproduites sur les Historical weather maps de l’U. S. W. B. Nous compenserons la médiocre signification des températures du thermomètre sec du point de vue de la caractérisation des masses d’air par l’analyse de leur comportement dans les 5 poussées froides. Nous avons souligné que la convergence des faits était susceptible de devenir un argument en l’absence de valeurs immédiatement significatives.

49a) La première vague de janvier 1951. — A 500 mb le 7 (voir les H. W. M.), l’isotherme — 10° est au-dessus de la Floride méridionale ; un anticyclone pelliculaire est sur le point d’affecter les Antilles. Le 8 l’onde planétaire du courant d’Ouest s’étend vers le Sud, tandis que la trace du front polaire au niveau de la mer se déplace vers l’Est. A ce moment, l’isotherme — 10° passe au Sud de La Havane. Le 9 elle atteint l’Est de Cuba, dans le temps où le front s’y trouve lui-même. Le 10, alors que le front froid en voie de frontolyse au niveau des Antilles dépasse Hispaniola, l’isotherme — 10° remonte vers le Nord. Les 11 et 12 elle est au-dessus de Kay-West. Sa progression vers le Pôle se poursuit le 13, en sorte que le 14 elle arrive à la base de la Floride.

50Le rythme de l’advection froide au-dessus des Antilles à 500 mb est en accord avec les processus dynamiques analysés dans la première partie, et qui lient le déplacement d’un anticyclone pelliculaire aux vicissitudes de l’onde planétaire. Ce rythme est, par voie de conséquence en phase avec l’advection polaire des niveaux inférieurs. Les profils de températures (figure 113) confirment effectivement que la poussée froide se place à 500 mb le 9 à Miami et La Havane, dans le temps où elle s’y situe (figure 111) au niveau de la mer. La question est alors de savoir si cette poussée ne se retrouve pas à des altitudes plus élevées encore.

51Les courbes de Miami et La Havane frappent par leur similitude : même allure des graphiques à 500 puis 300 mb, mêmes positions relatives. A 300 mb (figure 113) une régression thermométrique précède, le 8, un réchauffement qui devance lui-même une nouvelle poussée froide le 11. Il n’est pas possible de lier avec certitude le refroidissement du 9 à 500 mb, à l’une ou à l’autre de ces deux manifestations sans doute polaires. On peut toutefois penser que c’est celle du 11 qui répond le mieux à celle des plus basses couches. Quant à la baisse du 14 à San Juan vers 6 puis 10 km (figure 113), elle correspond à celle qui y a été relevée le 13 dans les couches inférieures.

52b) La deuxième vague de janvier 1951. — Le 15, au moment où le front de A4 atteint le Sud de la Floride et passe sur le Yucatan, l’isotherme — 10° descend, d’après les H. W. M., de nouveau vers le Sud. Le 16, le front est au-dessus de la sierra Maestra ; or l’isotherme de référence opère un bond en avant qui l’amène aussi sur l’Est de Cuba. La disposition subméridienne du front jusqu’à Terre-Neuve correspond alors à la situation, identique, d’une partie de cette isotherme au-dessus de la zone des Bermudes. Le 17, tandis que l’anticyclone pelliculaire occupe la Floride et les Grandes Antilles, la portion occidentale de l’isotherme remonte vers le Nord et libère presque entièrement Cuba. Mais dans le même temps, la partie de la courbe située au Nord d’Hispaniola et en disposition subméridienne descend vers le Sud, en accord avec le déplacement vers l’Est de l’onde planétaire. Les températures inférieures à — 10° progressent ainsi en direction d’Hispaniola et de Porto Rico. Le 18, c’est la régression générale. Là encore, les rythmes thermométriques sont en corrélation avec les processus dynamiques.

53Les profils de températures à 500 et 300 mb à Miami et La Havane (figure 113) montrent un lien thermique établi sur 10 000 mètres d’atmosphère pour le moins. Il est indiscutable en effet que les creux du 16 à 500 mb et du 17 à 300, y sont en rapport avec ceux que l’on note, dans le même temps, dès le niveau de la mer. Bien mieux, outre Guantanamo où l’allure des températures semble se présenter en altitude conformément à ce qui précède, on constate une baisse du thermomètre à 300 mb entre le 16 et le 18 au-dessus de Swan Island (figure 113). Non seulement la puissance de l’advection froide se dégage de l’épaisseur d’atmosphère qu’elle implique, mais aussi de la profondeur de son influence le long des méridiens.

54c) La troisième vague de janvier 1951. — Une situation assez complexe précède l’arrivée de la troisième vague importante du mois. Le 24, un front froid situé à l’avant de ce qui sera l’anticyclone A6, passe sur le Sud-Est des U. S. A. avant d’aborder la Floride. Le front d’un anticyclone antérieur est alors en voie de frontolyse dans la zone des Bermudes. Les températures inférieures à — 10° régnent sur l’Est de Cuba et arrivent jusqu’au Nord de la Jamaïque (H. W. M.). Une onde d’Ouest accompagne cette avancée froide d’altitude, en même temps qu’elle est corrélative de l’anticyclone pelliculaire encore continental. Le 25, le front a glissé sur la Floride, la vallée d’altitude s’est étendue vers le Sud. L’isotherme — 10° passe désormais au Sud de la Jamaïque et au Nord d’Haïti. Le 26, dans le temps où le front atteint le Centre-Est de Cuba, l’isotherme — 10° régresse vers le Nord. Elle repasse au Nord de Cuba mais tend à progresser légèrement vers le Sud au Nord de la République dominicaine et de Porto Rico. Le 27, tandis que l’anticyclone pelliculaire occupe la zone des Bermudes et que son front s’éloigne vers l’Est, l’isotherme — 10° recule vers le Nord. Elle se trouve ramenée du 28 au 30, à la pointe de la Floride.

55Bien marquée au niveau de la mer, de Miami et La Havane à San Juan et Swan Island, la vague froide l’est également à 500 mb. C’est ce que les profils de température expriment aussi avec le refroidissement du 26 (figure 113), au-dessus du détroit de Floride. La poussée se manifeste d’ailleurs à cet endroit avec autant de netteté à 300 mb. L’advection froide atteint donc là une dizaine de km d’épaisseur. Elle se répercute le 27 à 300 mb au-dessus de Swand Island (figure 113). On peut lier cette situation à celle qui se présente sur l’île, le 24 à 500 mb (bien qu’un temps important les sépare). C’est au demeurant la carte isohypse du 24 qui indique, vers 6 km d’altitude, des valeurs inférieures ou égales à — 10° sur l’Est de Cuba et jusqu’en Jamaïque.

56En l’absence de données au-dessus de San Juan, nous pouvons du moins affirmer que cette troisième poussée est puissante par l’épaisseur d’air qu’elle implique. Elle l’est aussi par sa résonance jusqu’au-dessus de Swan Island et sans doute de la Jamaïque. Nous retrouvons ainsi les résultats obtenus dans le cas précédent.

57d) La première vague de février 1951. — Deux poussées froides d’altitude se combinent au-dessus des Antilles du 1^er au 7 février. L’une est attachée à l’ondulation d’un courant d’Ouest, l’autre à un anticyclone chaud qui dirige sur sa face orientale, un air froid. Le 1^er février, l’isotherme — 10° a, à 500 mb, deux directions de poussées actives (H. W. M.). L’une est d’axe N.-N.W. S.-S.E. sur la Floride, en accord avec l’onde planétaire et le front froid qui précède l’anticyclone A7. L’autre est d’axe N.-S. sur le Nord des Petites Antilles, en accord avec la crête chaude d’altitude qui recouvre l’Amérique centrale, la plus grande partie de la Caraïbe, les Grandes Antilles et la zone des Bermudes. Nous ne nous occuperons que de la poussée occidentale. Signalons que la forte chute des températures au-dessus de San Juan le 3 à 500 mb (figure 114) est à rattacher à la poussée orientale.

58Le 2, le front de A7 est sur l’Ouest de Cuba. L’isotherme — 10° atteint l’île. Le 3, le glissement du front jusqu’à l’Est de Cuba coïncide avec celui de l’isotherme d’altitude. Le 4, celle-ci passe sur le « Canal du vent ». Le 5, en accord avec la puissance de l’ondulation du courant d’W., elle est au Sud des Grandes Antilles. Puis c’est le retrait progressif. Le 6, l’isotherme n’englobe plus que Cuba et le 7 la moitié occidentale de l’île.

59Là encore, les faits s’accordent à 500 et 300 mb au-dessus de Miami, La Havane et Swan Island (figure 114). Dans les trois cas, la diminution des températures s’opère aux deux niveaux, les 4 et 5. La tendance est simplement à La Havane et à Swan, d’un retard d’un jour du plus élevé au plus bas. C’est à ce dernier seulement que la diminution des températures, d’ailleurs légère, s’opère au-dessus de San Juan où l’effet de la poussée froide orientale a été beaucoup plus considérable.

60Nous aboutissons toujours aux mêmes conclusions.

61e) La deuxième vague de février 1951. — Le 7, dans le temps où régresse la poussée précédente se prépare une nouvelle ondulation du jet, en même temps qu’une nouvelle invasion froide aux bas niveaux. Le front de cette invasion est alors au Nord de la Floride, jusqu’où avance, à 500 mb, l’isotherme — 15° (voir les H. W. M.). Le 8, ayant effectué un grand bond vers l’Est, il se trouve sur le « canal du vent ». Un bond corrélatif est enregistré par l’isotherme — 10°. N’affectant que Cuba la veille, elle passe au Sud des Grandes Antilles. A partir du 9 c’est la régression. Elle n’ira pas jusqu’à son terme, car une nouvelle décharge froide se présente, correspondant à un nouvel anticyclone pelliculaire (A9). L’isotherme — 10° est repoussée, de la sierra Maestra où elle se trouvait le 10, jusqu’au Sud de la Jamaïque et sur Haïti, au-dessus de laquelle elle passera le 11.

62La combinaison des 2 poussées était visible au sol. Les graphiques de Miami et de La Havane y montrent que l’arrivée de A9 prolonge l’effet de A8 plutôt qu’elle ne provoque une nouvelle advection froide (figure 112). Cette interférence explique la complexité des phénomènes d’altitude (figure 114). A Miami, à 300 comme à 500 mb, les températures diminuent du 7 au 11. Nous y voyons l’effet additionné des 2 poussées. A La Havane, c’est la chute du 9 à ces niveaux qui est corrélative du passage de A8. C’est vraisemblablement à lui qu’il faut lier les diminutions de température du 10 au-dessus de Swan Island et du 11 au-dessus de San Juan.

63Une fois encore, la transgression polaire apparaît du niveau du sol jusqu’à 10 000 m d’altitude. Par ailleurs, grâce à des données suffisantes, nous voyons qu’elle affecte l’ensemble des Grandes Antilles.

64L’analyse des 5 poussées froides en altitude et la convergence des résultats apportent une certitude : par advection polaire hivernale liée à un anticyclone pelliculaire d’Ouest et à son onde, les Grandes Antilles sont susceptibles d’être affectées, au moins jusqu’à 300 mb. Toutefois le point où les processus sont les plus intenses en altitude, reste celui où ils le sont le plus aux plus bas niveaux, c’est-à-dire au plus près du continent nord-américain. Cette constatation pose un problème considérable.

65Que le continent soit impliqué dans l’existence des anticyclones pelliculaires est évident et ne soulève aucune difficulté si l’on fait intervenir le rayonnement intense sur un sol hivernal refroidi. La première difficulté surgit lorsqu’on constate que ce phénomène thermique est accompagné d’un processus dynamique à 500 mb, l’onde, et que celle-ci est liée elle-même à des manifestations thermiques. La déviation du flux circumpolaire par intervention des reliefs du système montagneux de l’Ouest américain, permet de comprendre l’advection froide prise dans la vallée planétaire ainsi réalisée. Mais on reste impuissant à saisir le lien direct qui existe entre ce froid d’altitude, et celui des plus basses couches propres à l’anticyclone. Il faut pourtant admettre une corrélation, comme nous l’avons fait plus haut, puisque les phénomènes sont simultanés8. La difficulté devient majeure lorqu’on envisage les deux phénomènes extrêmes. De quelle nature sont les liens qui unissent les poussées froides à 10 000 m et au sol ? Si l’on conçoit l’influence thermique du continent refroidi sur l’existence ou l’entretien de l’anticyclone, si l’on comprend l’intervention des hauts reliefs sur l’onde à 500 mb, on est perplexe sur la nature exacte des advections froides à 10 km d’altitude. Les conditions géographiques y interviennent-elles encore ? est-il admissible que les manifestations thermiques de ce niveau arrivent du bas ? D’ailleurs 300 mb est envisagé en dernier, faute de données plus élevées. A supposer que les évènements de cette surface s’éclairent par des faits situés au-delà, on comprend mal qu’ils puissent être en synchronisme avec des manifestations impossibles à dissocier des facteurs géographiques intervenant dans les couches les plus basses. Nous verrons ultérieurement que les advections équatoriales d’été en haute troposphère, au-dessus des Petites Antilles, posent des problèmes identiques qu’il est impossible actuellement de résoudre.

66Sur les Grandes Antilles, en hiver, ce sont, quoi qu’il en soit, les processus élaborés à partir du continent qui interviennent par régime anticyclonique d’Ouest. Aussi est-il intéressant d’envisager en ce sens et pour terminer, 2 poussées froides parmi les 5 retenues. On verra que les îles connaissent exactement l’évolution massique que subit le continent voisin, lorsque ces advections pénètrent sous les Tropiques. Le jeu des masses d’air sera vu à partir de leur valeur la plus représentative : la température pseudo-adiabatique potentielle du thermomètre mouillé.

4. — L’ETROITE DEPENDANCE DES ANTILLES A L’EGARD DU CONTINENT PAR REGIME ANTICYCLONIQUE D’OUEST

67a) La première poussée froide de janvier (intervention de A3) (figures 115 à 118). — Il est nécessaire, afin de mieux lier le phénomène antillais au processus continental, d’envisager en premier lieu la manifestation de A3 et de l’onde d’altitude au-dessus d’une station américaine. Le déroulement des événements à Washington est, de ce point de vue, caractéristique. Cette station se situe en effet dans la région à partir de laquelle les masses d’air sortent du continent avant d’aborder les Antilles, quand l’anticyclone pelliculaire amorce lui-même son débordement sur l’Océan. Surtout, Washington est passé, entre le 7 et le 11, du bord oriental au bord occidental de A3, comme l’a fait le détroit de Floride (figure 115).

68Le 7, arrive dans les très basses couches, sur la capitale américaine, un air froid d’origine maritime. Cet air est dirigé par la dépression à l’arrière du front de laquelle va évoluer A3. La température θ’W. est de l’ordre de 7° près du sol. A 500 mb, la station se trouve sous la branche orientale de l’onde du courant d’Ouest liée à l’anticyclone mobile. Ce qui implique à ce niveau un flux arrivant des latitudes méridionales, donc une masse d’air assez chaude. La 6’W. y est effectivement de 12°5, valeur plus élevée que dans les très basses couches. Le 8, la dépression s’est renforcée et est remontée vers le N.-E. Washington se trouve alors, au sol, dans la circulation froide de son bord occidental. Un refroidissement s’ensuit. La θ’W. passe à — 2°, d’où une chute de 9° par rapport à la veille. A 500 mb le talweg de l’onde a évolué vers l’Est, rapprochant la station du point d’intensité maximale de l’advection froide. En l’absence de température θ’W., constatons que celle de la courbe d’état a diminué. D’ailleurs, la « courbe bleue » est toujours à la gauche de la courbe d’état. Il est donc facile de voir que la θ’W. est inférieure à 12°, et en retrait par rapport à la veille. Le 9, Washington est sous l’influence conjuguée du centre de l’anticyclone pelliculaire froid et du talweg d’altitude. Aussi la θ’W. passe-t-elle, au sol, à — 10°, en diminution de 8° à l’égard de la veille et de 15° par rapport à l’avant-veille. A 500 mb, sa valeur ne dépasse pas 8°. Elle y est donc également en net recul. C’est à ce moment que l’intensité de A3 est maximale. Désormais en effet, l’anticyclone et l’onde d’altitude s’éloignant vers l’Est, les conditions thermiques deviennent moins sévères. Le 10, au sol, la θ’W. remonte à — 4° et le 11 à 0°5. A 500 mb on observe la même détente ; la θ’W. est située autour de 11° les 10 et 11.

69A Miami et à La Havane, les faits sont parallèles. On s’y trouve, les 7 et 8 dans les plus basses couches, à l’avant de la vague froide déferlant avec A3. A partir de 700 mb, la poussée continentale semble toutefois, se faire déjà sentir, si l’on tient compte de l’aggravation de la valeur de la « courbe bleue » et de la direction des vents. Ainsi, le système de circulation des niveaux inférieurs est peu épais car, de part et d’autre du détroit de Floride c’est, dès le 7, la circulation circumpolaire d’Ouest qui domine à 700 mb. L’air froid continental se superpose à l’air humide maritime. L’inversion s’opère à leur limite, la masse froide supérieure étant sèche et subsidente.

70A Miami (figure 116), la poussée froide gagne le 9 les plus basses couches et le style de Washington se répète. Ainsi, du 8 au 9 à 1000 mb, la θ’W. passe de 19 à 4°. Avec une diminution de 15° en 24 heures, la substitution d’une masse d’air continentale à un air maritime est saisissante, à la fois dans son ampleur et sa brutalité. A 700 mb, où la circulation semble encore liée à l’onde planétaire, la θ’W. qui était de 13°5 le 8 tombe aux environs de 10°. De Washington à Miami, ce sont donc les mêmes effets d’un même anticyclone. En particulier, dans les deux cas, l’intensité maximale de la poussée se retrouve au plus près du sol.

71A La Havane (figure 117), l’évolution reste du même ordre. Il y a toutefois ici l’intervention inhibitrice du réchauffement marin à la base de l’advection froide. Certes, à 1 000 mb, la θ’W. passe de 20° le 8 à 12°5 le lendemain, d’où diminution brutale de 7°5 en 24 heures. Il apparaît cependant que l’influence maritime se fait sentir. Le 9, en effet, les vents, identiques à Miami et à La Havane par leurs directions, suscitent des températures massiques très différentes : 4° au Nord du détroit de Floride, 12°5 au Sud. Une preuve supplémentaire est dans l’allure des « courbes bleues ». A Miami, à cette date, la θ’W. est la plus basse au niveau le moins élevé. L’influence maritime est nulle sur l’air qui arrive. Le même jour, la valeur la plus faible de la θ’W. est enregistrée à La Havane à 800 mb (θ’W. = 10°). Le parcours maritime a donc réchauffé la base de la masse d’air. A 700 mb où, toujours le 9, on reste vraisemblablement à La Havane sous le courant d’Ouest, la poussée froide se manifeste aussi (θ’W de 18° le 8, de 14° le 9). La régression de la vague froide intervient à partir du 10 à Miami et du 11 sur la capitale cubaine.

72Ces événements, communs à Washington et au détroit de Floride, ont des répercussions, nous l’avons vu, très loin vers le Sud (figure 118). Entre le 9 et le 10 s’établit à Swan Island l’influence de A3. La « courbe bleue » glisse alors vers la gauche. A 1 000 mb elle passe de 18°5 à 16°, à 850 mb de 17°5 à 15°5 et à 700 de 17° à 16°4. Comme à La Havane, la masse froide est mieux conservée vers 850 mb qu’au niveau de la mer, et ceci, pour les mêmes raisons.

73b) La première poussée froide de février (intervention de A7) (tableau 26) (figures 119 à 121). — A7 a une trajectoire très méridionale. Aussi a-t-il paru bon de prendre comme station continentale de référence, Atlanta.

74Entre le 1^er et le 2, l’anticyclone continental évolue vers l’Est. Atlanta (figure 119) passe alors de son bord oriental en son centre. La poussée froide qui se manifeste dans les basses couches est considérable. La θ’W tombe de 5° à — 10°. A 700 mb l’attaque est moins sensible ; la « courbe bleue » y régresse seulement de 15°5 à 11°. La coulée froide est donc bien pelliculaire. Son intensité ne se relâche pas le 3 puisque la θ’W reste à — 10° à 1 000 mb. Mais les températures diminuent à de plus hauts niveaux. Bien que les données insuffisantes aient interdit le tracé d’une « courbe bleue » acceptable en altitude, on peut avoir une idée de ce refroidissement à partir de la courbe d’état. A 700 mb la θ’W a au plus les 6°5 de la mesure thermométrique. Elle est donc au moins de 4°5 en retrait sur la veille. La courbe d’état glisse d’ailleurs fortement vers la gauche dans ce temps. A partir du 4 le réchauffement est général : à 1 000 mb la θ’W. repasse à — 3°, et à 1° à 850 mb (— 1° la veille). Plus haut la courbe d’état revient vers la droite et suggère également le réchauffement.

75A Miami (figure 120), où les événements ont 24 heures de retard sur Atlanta, l’évolution est identique. Le 3 la poussée froide pelliculaire se manifeste avec intensité à 1 000 mb ; la θ’W. y est en retrait de 18° sur la veille. L’air froid n’arrive pas encore en altitude. Là, la θ’W garde 13° les 2 et 3 à 700 mb et 16° à 500. Ce n’est que le 4 qu’il y pénètre dans le temps où son action se fait déjà moins sentir plus bas. A La Havane (figure 121) les événements suivent le même cours. C’est le 3 que la poussée froide se manifeste à 1 000 mb. Si l’on s’en réfère aux courbes d’état, c’est le 4 que l’air polaire gagne en altitude. Le mode d’attaque reste celui de Miami.

76Cette advection froide se manifeste jusqu’à Swan Island nous l’avons dit. La diminution de la température θ’W s’opère à tous les niveaux entre le 3 et le 4. A 1 000 mb sa valeur passe de 21 à 16°5, à 850 mb de 20 à 16° et à 500 mb de 19°5 à 16°5.

77L’analyse de ces deux exemples montre l’étroite dépendance des Antilles à l’égard de l’Amérique du Nord par régime anticyclonique d’Ouest. Les manifestations massiques sont du même ordre sur le continent et l’archipel. Leur décalage, dans le temps, reste restreint de l’un à l’autre. L’air le plus intensément froid est au sol ou dans les bas niveaux, rarement au-dessus de 850 mb. L’effet réfrigérant maximum s’accorde ainsi avec la présence du continent. Si l’advection froide totale est considérable, son intensité diminue avec l’altitude. Sans éliminer d’autres causes possibles du froid sur l’ensemble du phénomène, nous sommes donc amené à donner l’avantage aux conditions géographiques. Par ailleurs, il est remarquable que les événements massiques, intenses à Washington ou Atlanta, profonds à Miami, et à La Havane, restent sensibles jusqu’à Swan Island. Qu’ils soient perceptibles en Caraïbe, loin vers le Sud, est conforme aux indications des cartes synoptiques. Mais ce qui apparaît ici, en outre, c’est la quasi simultanéité des effets sur une très grande distance en latitude. Que sur 20° et parfois davantage, les manifestations froides en progression vers l’Est connaissent un tel synchronisme est un fait aussi grandiose que les grandes épaisseurs d’air susceptibles d’être impliquées.

78D’ailleurs, en dehors des qualités thermiques conservées, c’est aussi le dynamisme de puissants « systèmes de circulation » qui se trouve ainsi maintenu le long des méridiens. Ce sont là des phénomènes qui ont l’ampleur et la nature de la mousson hivernale du « Monde Malais ».

79La poussée froide par anticyclone d’Ouest est un cas fréquent. C’est l’insistance avec laquelle elle réapparaît à chaque instant que nous avons voulu mettre en évidence par la description de plusieurs cas successifs. Plus puissante, en même temps que plus rare, est l’advection polaire liée à une dépression bermudienne. C’est elle qui occasionne généralement les coulées froides les plus épaisses et apporte à Miami les « cold waves » les plus sévères. Non que les températures minimales y soient beaucoup plus basses que dans le cas précédent. C’est surtout par une certaine persistance des conditions les plus froides qu’intervient ce type de temps.

B) LES POUSSEES FROIDES PAR INTERVENTION D’UNE FORTE DEPRESSION BERMUDIENNE (TYPE DE POUSSEE N^o 2) (tableau 27) (figures 122 et 123)

80Une coulée froide est d’autant plus importante que ses causes sont plus puissantes et plus tenaces. Une ponction d’air effectuée à une haute latitude, son maintien durant plusieurs jours, opèrent dans les régions tropicales un refroidissement d’une ampleur que ne peut occasionner un air polaire de source plus méridionale et de plus courte durée. Les dépressions bermudiennes ou centre-atlantiques bloquent tout glissement anticyclonique vers l’Est. Elles maintiennent de ce fait, de façon prolongée, les coulées froides sur une zone d’application unique. Ainsi, qu’elle appartienne au complexe isobarique n^o IV ou n^o VII, la dépression subtropicale atlantique est génératrice d’advections polaires puissantes, à la fois en latitude et en altitude. L’exemple de janvier 1956 en est une bonne illustration.

81La vague de froid se met en place entre le 1^er et le 8, alors qu’interviennent plusieurs anticyclones continentaux mobiles. Du 9 au 15, par stabilisation d’une puissante dépression bermudienne se maintient une forte alimentation froide sur le S.-E. des U. S. A. (figure 122). A partir du 16, le déblocage des hautes pressions rétablit une situation normale d’hiver, avec retour au défilé des anticyclones pelliculaires d’Ouest.

82Du début du mois jusqu’au 4 règne, au niveau de la mer, un anticyclone froid sur le Sud des U. S. A. Des dépressions de front polaire passent alors sur les Grands Lacs. Certaines naissent ou se renforcent sur la zone des Bermudes où une aire de basses pressions règne le 4 (à 1 800 TU), tandis que, sur le continent, l’anticyclone froid occupe les Rocheuses et déborde sur le Golfe du Mexique. Le S.-E. des U. S. A. et en particulier la Floride, soumis à un régime de vents de N.W. liés à la dépression bermudienne, connaissent des températures relativement élevées : 16° à la latitude de Tampa sur la côte orientale de la péninsule, 14° à Jacksonville, 13° dans la région de Savannah-Charleston. Le 6, les hautes pressions continentales ont évolué vers le S.-E. Elles ont perdu leur alimentation polaire directe. Ainsi, un anticyclone occupe la plus grande partie du Golfe du Mexique, recouvre le Yucatan et la Floride mais ne dépasse guère vers le Nord la façade méridionale des U. S. A. Il ne peut alors évoluer que dans le sens de la tropicalisation sauf si un fait extérieur à sa circulation intervient. Le même jour, un anticyclone canadien très froid sévit à l’Ouest des Grands Lacs. Or, il tend à glisser vers le Sud et à rejoindre celui du Golfe. Il est en effet associé à une dépression elle-même centrée sur les Grands Lacs. Le déplacement de celle-ci vers les basses pressions des Bermudes amène l’écoulement de l’air froid canadien sur ses arrières. Le glissement de cette dépression opère ainsi la fusion de l’anticyclone septentrional avec celui du Golfe. Une énorme dorsale anticyclonique va pour un temps en découler, qui occupera les U. S. A., expulsant loin vers le Sud, l’air polaire. La dépression bermudienne, résultat de plusieurs noyaux dépressionnaires domine bientôt le processus. La mise en place de la coulée méridienne correspond donc au maintien, à l’arrière de dépressions tempérées, de l’advection froide qui régénère un anticyclone très méridional. Dans le même temps, il y a impossibilité pour la grande dorsale ainsi établie de se déplacer vers l’Océan. La poursuite de l’alimentation méridienne et le blocage de tout déplacement en longitude expliquent la deuxième phase.

83Le 9 janvier 1956 il y a inversion latitudinale des températures. Il fait plus chaud sur le Saint-Laurent qu’en Floride. De tels processus ne sont d’ailleurs pas réduits aux basses couches de l’atmosphère. Jusqu’au 15 ces conditions ne se modifient pas sensiblement. C’est la puissance de la dépression bermudienne en épaisseur, c’est-à-dire la déformation du courant d’altitude en vallée planétaire stable au-dessus de l’Atlantique occidental qui explique, en dernière analyse, le maintien de l’alimentation froide sur la Floride au cours de cette deuxième période. A la vérité, la région est soumise au conflit des influences continentales et maritimes. Si les températures de l’air restent basses, elles connaissent des variations de détail assez sensibles. Jacksonville passe entre le 10 et le 14 de — 2 à 2, 3 et 1 degré. A Miami, on enregistre dans le même temps 6, 9, 4 et 4°. Ces valeurs ne sont pas plus basses que celles qui ont été relevées dans le type de poussée froide n^o 1, mais elles sont plus soutenues. C’est beaucoup plus par la permanence d’assez basses températures que par leur excès, que la vague de froid de Floride est sévère entre le 9 et le 15 janvier 1956.

84Lorsque, à partir du 16, les anticyclones reprennent leur marche vers l’Est, l’air polaire dégénéré réapparaît, et avec lui, le réchauffement.

85Comment les Grandes Antilles réagissent-elles à ce type de temps ?

86Les radio-sondages fournissent les courbes d’état et les humidités relatives aux plus bas niveaux. Eliminant ces dernières nous prendrons en considération les valeurs du thermomètre, et, au niveau de la mer celles du point de rosée (tableau 27 et figure 123).

87Du 1^er au 8, les températures moyennes sont à La Havane (tableau 27) de 19°2 à 1 000 mb, 9°6 à 850 mb, 5°4 à 700 mb et — n^o 2 à 500. Du 9 au 16 les moyennes, aux mêmes endroits, indiquent un refroidissement généralisé. La température tombe, à 1 000 mb à 18°, à 850 mb à 7°2, à 700 mb à 0°9 et à 500 mb à — 13°1. Ces conditions sont accompagnées de l’homogénéisation de la direction des vents. Ils demeurent de N.W. durant la période à tous les niveaux. Ceci est en accord avec la puissante intervention de la dépression des Bermudes. Les 17 et 18 indiquent un réchauffement visible sous 500 mb. L’évolution est donc de l’ordre de celle que nous venons de rencontrer en Floride. A Guantanamo (tableau 27) la tendance est identique. A San Juan (tableau 27) du 9 au 15, la circulation est homogène et se caractérise par un flux de S.W. épais. Là aussi la dépression bermudienne domine la circulation. Cependant cette direction traduit la remontée du flux depuis une latitude plus méridionale que Porto Rico, d’où la dégénérescence de la masse froide avant son arrivée sur l’île. Bien que les courbes d’état n’aient qu’une valeur massique indicative, on doit attribuer à cette situation, après le refroidissement du 10 (qui correspond à celui du 9 noté à l’Ouest), le réchauffement rapide de l’air dans les jours qui suivent. La sévérité de l’écoulement polaire est donc corrigée sur l’Est des Grandes Antilles par le long crochet qu’imprime au flux, par sa position, la dépression bermudienne. Ainsi, du 9 au 16, l’aire de basses pressions atlantiques impose sa présence au continent américain et aux îles voisines. Comme dans les cas précédents, l’évolution du temps sur les Antilles est intimement liée à celle du continent. Les radio-sondages peuvent être complétés par le réseau d’observations faites au niveau du sol où nous trouvons, à côté de La Havane et San Juan, les relevés de Puerto Plata, Swan Island et Kingston (figure 123).

88Les graphiques font apparaître, à La Havane et Swan Island, un air polaire direct froid, mais aussi sec et subsident. La température est assez élevée, tandis que celle du point de rosée est souvent basse. L’écart entre les deux courbes, sur les deux stations, reflète la sécheresse de l’air ; l’allure du point de rosée en traduit la nature polaire. C’est donc le point de rosée qui constitue, ici, pour caractériser les masses d’air, le réactif le plus sûr. Avant de passer au détail de l’analyse, nous devons encore remarquer ceci. Nous avons fait débuter la période de grand écoulement froid méridien le 9, en accord avec la réalisation de la dorsale anticyclonique continentale et l’effet désormais maximum de la dépression des Bermudes. Cette date suggérée par l’analyse synoptique liminaire, a été confirmée par les données thermométriques des radio-sondages de La Havane. Cependant, avant même que soit réalisée la dorsale américaine par fusion de l’anticyclone canadien et de l’anticyclone de la mer du Golfe, ce dernier émet sur les Antilles un air du secteur Nord. L’air qui s’écoule entre ces hautes pressions et la dépression des Bermudes en voie de renforcement est donc frais. Cette situation est nette le 6. Et c’est elle, sorte de compromis entre le type de poussée froide qui nous préoccupe en ce moment et celui que nous analysions plus haut, qui explique la régression du point de rosée des 5 et 6 à La Havane, des 6 et 7 à Swan Island et à Kingston et enfin du 7 à San Juan. Nous pouvons en somme considérer la période qui va du 1^er au 18 janvier comme étant, pour l’essentiel, liée au temps créé par une dépression bermudienne, exactement comme celles que nous avons distinguées plus haut étaient, elles aussi pour l’essentiel, dominées par les anticyclones pelliculaires d’Ouest. Constatation qui nous permet, par une approximation sans excès, d’envisager globalement les réactions au sol de ces deux styles.

89Les 5 poussées froides du premier type comportent, avec les phases de refroidissement et de réchauffement, un total de 35 jours. Sur ces 35 jours, il y en a 11 à La Havane, au cours desquels les descentes polaires se manifestent avec une intensité particulière (nous entendons par là celles où le point de rosée arrive ou descend sous 12°8). Or, sur les 18 jours de janvier 1956, il y en a 13 dont le point de rosée atteint ou franchit ce seuil sur la capitale cubaine. Dans le dernier cas, l’intervention continentale est beaucoup plus insistante que dans le cas précédent. Si, toujours à La Havane, on n’envisage que la période comprise entre le 9 et le 16, on constate qu’elle révèle, en totalité, des points de rosée inférieurs à 12°8, sauf le 12 où cette valeur est atteinte. En regard de cela, le réactif descend sous 12°8, 1 jour lors de la première poussée de janvier 1951, 2 jours lors des seconde et troisième, 3 jours lors de la première de février et 1 jour seulement lors de la deuxième. Nous sommes loin des 8 jours consécutifs de 1956. Il est vrai, et nous venons de dire pourquoi, que la température y est en général plus élevée qu’en 1951. A Swan Island et à Kingston, les valeurs de référence sont, en janvier 1956, en général inférieures à celles que l’on y relève en 1951. A Puerto-Plata et à San Juan la comparaison est peu convaincante. Sur cette partie des îles nous retrouvons, au niveau de la mer, les conditions livrées par les radio-sondages de la capitale porto-ricaine. Nous en avons vu l’explication.

90Sur les Antilles comme sur la Floride, du moins au plus près du Continent, les interventions polaires du cas étudié se manifestent de façon durable. Ce qui ne veut pas dire qu’elles soient excessives car, finalement, les chutes de températures ont été moins marquantes en janvier 1956 qu’en janvier ou février 1951 sur Cuba. Continuité de l’advection froide, voilà donc ce qui sépare, pour l’essentiel, le complexe isobarique n^o VII des complexes n^os II, III, V, VI et IV (sauf quand ce dernier comprend lui-même une forte dépression bermudienne). Les complexes IV et V, les plus nombreux statistiquement, expliquent que le type de poussée froide n^o 1 soit beaucoup plus courant que celui que nous venons de voir et que nous appellerons le type n^o 2.

C) CONCLUSION SUR LES POUSSEES FROIDES SEVERES D’OUEST

91Les deux modes de coulées polaires que nous venons de décrire appartiennent bien au régime d’Ouest. Pour le type n^o 1 il n’y a aucune équivoque. L’air froid se propage d’Ouest en Est en même temps que sa source (ou son relais) anticyclonique. De sorte que les fronts froids affectent successivement l’Ouest, le centre et l’Est des îles, que ce soit au sol ou en altitude. Pour le type n^o 2 la chose est moins évidente. Cependant, l’arrivée de l’air par l’Ouest se maintient, le sens des vents jusqu’à 500 mb au-dessus de La Havane et de San Juan entre le 9 et le 16 janvier 1956 l’a montré. Bien qu’il soit continu, cet écoulement froid implique des fronts internes qui sont, toutes choses égales, l’équivalent des fronts polaires internes des latitudes moyennes. Et ces lignes de discontinuité arrivent de l’Ouest comme celles du cas précédent. Distincts par les combinaisons isobariques qui les suscitent et le mode d’application des masses froides, ces deux types de poussées polaires gardent, pour l’essentiel, des traits communs. Ils ne seront pas dissociés par la suite dans l’analyse pluviométrique.

92Les coulées froides de ces deux genres sont susceptibles d’abaisser de la façon la plus marquante les températures hivernales aux Antilles. Le bilan de leur action est, de ce point de vue, significatif. Or, sauf en montagne où l’air polaire peut provisoirement abaisser la température de façon sévère, les poussées 1 et 2 perdent une grande partie de leur virulence en arrivant sur les îles. Nous y avons fait allusion9. Il est nécessaire d’en tirer toutes les conséquences. Miami et La Havane connaissent, le plus souvent simultanément, la même évolution massique. Cependant, sur un espace de temps restreint et une faible distance horizontale, s’opère du continent à Cuba une intense modification des masses d’air dans les couches les plus basses, et même sur l’ensemble de l’atmosphère impliquée. Entre Miami et La Havane, la distance est légèrement inférieure à 400 km. Lors de la première vague de janvier 1951, la température de l’air est, les 9 et 10, et à 1 000 mb, de 15°5 à La Havane ; la θ’W. y est de 12°5. A Miami, dans le même temps, ces valeurs atteignent 7 et 4°. Le réchauffement de l’air est donc d’un peu plus de 2° par 100 km de la Floride au N.-W. de Cuba. Celui de la masse d’air y est du même ordre. C’est ce dernier point qui est le plus significatif. En janvier 1956 la température de l’air est de 4  les 13 et 14 à Miami au niveau de la mer. Le 14 elle est de 18°3 à La Havane. Le gradient thermique horizontal est, au-dessus du détroit de Floride, d’environ 3°6 par 100 km ! Il serait intéressant de savoir quel est celui de la température pseudo-adiabatique potentielle du thermomètre mouillé.

93Sauf en altitude (et surtout à Cuba), les Antilles ne connaissent donc pas les effets profonds des cold waves. L’étude des deux types de poussées d’Ouest nous permet de mieux comprendre maintenant ce que nous pressentions dans la première partie. La douceur hivernale antillaise est beaucoup moins un effet de latitude que la conséquence d’un fait géographique permanent : l’environnement maritime (celui-ci agissant il est vrai, par ses eaux chaudes, à partir de la position latitudinale). L’insularité qui intervient ainsi puissamment, agit aussi sur les écarts thermiques. Les graphiques de températures de l’air et de points de rosée montrent qu’à Miami l’amplitude est beaucoup plus considérable qu’à La Havane, là où elle est à son tour plus grande que sur le reste des Antilles. Au delà de Cuba, l’ambiance insulaire écrase les effets continentaux.

94Il n’empêche que l’intervention nord-américaine reste suffisamment sensible pour apporter aux Grandes Antilles des nuances régionales. L’analyse des régimes thermiques dans l’étude physionomique l’a montré. Les cas synoptiques que nous venons d’étudier recoupent ces tendances. Celles-ci ne soulèvent, il est vrai, aucune difficulté d’interprétation, la position des îles par rapport au continent étant a priori une explication suffisante. En dispositions moyennes les températures augmentent de Cuba aux Grandes Antilles orientales. Les cas synoptiques, qui correspondent aux périodes décisives parce que liées aux intrusions du système polaire dans des régions habituellement atones du point de vue thermique, répondent à ce schéma. Au cours des 5 poussées de 1951, la température la plus basse notée à La Havane est de 12°8 ; elle est de 15° à Puerto-Plata, de 17°8 à Clarence-Town, de 18°3 à San Juan et de 20°6 aux îles Turks. Les valeurs du point de rosée s’établissent de même. Toujours en dispositions moyennes, les enregistrements du thermomètre augmentent du Nord au Sud, ce qui se retrouve dans les situations successives si l’on compare La Havane à Swan Island et Kingston. Enfin, le Nord des îles est en moyenne plus frais que les façades méridionales. C’est au cours des vagues froides que l’écart est le plus sensible. La comparaison de Puerto-Plata et de Santo-Domingo illustre le fait. En janvier 1951, la température ne dépasse jamais à Puerto-Plata 21°1, elle y descend sous 15°6. A Santo-Domingo où la plus basse est de 17°8, le thermomètre dépasse, parfois largement, 21°1. En février, cette tendance se maintient de façon aussi démonstrative. La masse des reliefs insulaires forme, à l’égard des versants caraïbes, un écran contre les influences froides venues du Nord. De telles influences ne sont toutefois pas ignorées au Sud des îles.

95Tout cela se traduit par le fait que lorsque les masses polaires ont dépassé le continent, se trouve supprimée l’avancée froide, maximale au niveau le plus bas. Le front de la coulée est reporté en altitude, aux alentours de 850 mb. Le réchauffement à la base n’empêche pas le maintien aux Antilles de certaines variations dans les températures. Ces variations restent dans le sens de celles qui existent dans la source froide. Autrement dit encore, du détroit de Floride aux Grandes Antilles, il y a modification absolue du caractère des masses d’air mais maintien de leurs caractères relatifs. Les Antilles hivernales apparaissent du point de vue thermique et à l’égard des coulées froides les plus susceptibles de les affecter, comme le résultat de deux influences opposées : celle de l’insularité et celle de la continentalité. La seconde s’inscrit en filigrane sur la première. Avec les advections polaires dont il va être question maintenant, les effets thermométriques sont plus faibles encore au contact des îles ; le plus souvent ils ne se manifestent plus qu’en altitude.

96Pourquoi dans ces conditions en faire l’analyse ? C’est que, or des conséquences thermiques, les effets pluviométriques des advections polaires sont fondamentaux. Ceci est vrai, pour les poussées dont il vient d’être question et aussi pour celles, dégénérées dans les basses couches, dont nous allons parler. Il faut ajouter ceci. Constater que les transgressions polaires sont étroitement liées aux pluies hivernales n’implique pas que celles-ci soient obligatoirement à caractère frontal. Car, aux limites, les advections froides, bien que réchauffées, n’en conservent pas moins un système de circulation original.

II. — LES POUSSEES FROIDES DEGENEREES ET LES POUSSEES D’ALTITUDE

97Les poussées froides d’altitude sont liées aux centres d’action des hauts niveaux. Ainsi en est-il de la crête chaude dont nous avons vu le rôle directeur sur une vague polaire affectant les Petites et l’Est des Grandes Antilles10. Pour le reste, il s’agit de manifestations froides qui restent en accord avec les centres d’action visibles dans les couches inférieures de l’atmosphère. De ce point de vue on peut distinguer deux dispositions essentielles. La première est celle où l’anticyclone pelliculaire arrive sur les Antilles, du Nord, et non plus de l’Ouest. La seconde correspond à l’intervention d’un centre d’action situé sur l’Océan. Il insuffle de l’air sur les Antilles à partir du N.-N.E. Pour que la poussée froide se maintienne, il faut que l’anticyclone émissif dispose d’une alimentation polaire dont il prolonge à son tour les effets sur les îles. Ce sont les poussées d’Ouest qui s’opposent le plus nettement à cette forme. On peut donc considérer l’arrivée froide par le Nord comme un cas de transition. Ce sera notre type 3 ; le type 4 étant celui de N.-N.E. et le type 5, le cas d’altitude pur.

A) POUSSEE FROIDE PAR ANTICYCLONE PELLICULAIRE DE NORD DITE CAS DE TRANSITION (POUSSEE FROIDE N^o  3)

98Dans le premier type, le glissement le long des méridiens se fait avant le débordement vers l’Est, sur l’Océan. C’est en fin de saison froide que la remontée générale des processus hivernaux amène les anticyclones à déborder sur l’Atlantique, à partir d’une latitude suffisamment septentrionale pour que leur effet sur les îles soit médiocre. Or, en plein hiver, le débordement peut ne pas se faire comme à l’accoutumée, et revêtir certains caractères de fin de saison. Ainsi, le glissement sur l’Océan pourra intervenir haut en latitude. La progression le long des méridiens en accord avec les linéaments du jet se fera après, c’est-à-dire sur le bassin occidental de l’Atlantique subtropical. L’anticyclone américain arrivera donc sur les îles, non pas avant l’évolution maritime mais à un moment où celle-ci est largement entamée. Le front froid sera au Sud de l’anticyclone à l’arrivée sur les Antilles, front froid étiré d’Ouest en Est lors d’un cheminement méridien au lieu d’être N.-S. avec déplacement suivant les parallèles. L’existence des hautes pressions mobiles et leur glissement vers le Sud impliquent le maintien de l’onde d’altitude. L’air froid qui arrive sur les îles au passage du front est, au moins dans les basses couches, de l’air polaire évolué. Le cycle où succède à Pc, Pcd et Pmt, a disparu. C’est Pmt, et au plus Pcd en fin de course, qui se présente, à peu près dans le même temps, sur tout l’archipel. Au régime progressif d’Ouest se substitue le régime instantané de Nord.

99Ce type de poussée est illustré par l’évolution du temps entre le 12 et le 19 février 1951. Il fait intervenir l’anticyclone A10 (tableau 25 et figure 124). Le 12 février, alors que règne sur les îles A9, évolue sur le continent, à l’arrière d’un front froid, un organisme pelliculaire centré sur l’Ouest canadien. Le 13 s’opère le creusement de son onde planétaire, en même temps que son glissement vers le S.-E. Le front qui le précède s’étire des confins du Mexique à l’embouchure du Saint-Laurent. La poussée froide corrélative de cet anticyclone promet d’être puissante au moment de son arrivée sur les Antilles. En fait, A10 ne débouchera pas sur les îles.

100Le 14, le centre d’action remonte, pour l’essentiel, vers le N.-E. Un élément anticyclonique s’en détache toutefois, qui aura une évolution normale. Nous le retrouverons dans la suite. Le front s’éloigne du continent vers l’Est depuis la Nouvelle-Ecosse et Terre-Neuve. Le 15, il déborde largement sur l’Océan au N.-E. de la Floride mais se trouve encore au Nord de Miami. A partir de ce moment, il pivote en s’appuyant sur la péninsule et prend une direction W.-E. au Nord des îles, sous l’influence de son anticyclone. Telle est la situation du 16. A10 est alors centré sur la région de New York. Il déborde largement sur l’Atlantique tempéré et subtropical. Mais, à part l’anticyclone satellite qui s’en est détaché le 14 et se trouve au fond du golfe du Mexique, rien de A10 n’affecte encore le domaine caraïbe. En tout cas, rien le 16 à 1 230 TU, heure d’établissement de la carte synoptique. Car, à partir de ce moment, les Grandes Antilles vont le subir en bloc. Elles passent alors de Tm à Pmt. A La Havane (voir à ce sujet la coupe de vent de février 1951) (figure 108), nous avons admis que Tm règne du 14 au 16 et Pmt du 17 au 21. A San Juan, les faits sont semblables. L’évolution massique et chronologique habituelle est bien supprimée. Avant d’en trouver confirmation dans l’analyse des températures, essayons de voir pourquoi le processus normal a ainsi dégénéré. Il faut dire que l’effet thermique du cas présent n’est pas très démonstratif ; celui d’un exemple impliqué ultérieurement dans l’étude pluviométrique le sera davantage. S’il a été retenu ici, c’est qu’il est intéressant par l’évolution synoptique qui l’accompagne.

101Lorsque le 13 février A10 est sur le point de déboucher sur l’Océan au S.-E. des U. S. A., Ag garde une position très occidentale. Et A9 maintenu dans cette situation constitue un môle de résistance actif, défavorable à l’avancée de l’anticyclone suivant. Or si A10 ne peut déboucher vers le S.-E. et se heurte à Ag qu’il contourne par le Nord, c’est parce que ce dernier ne peut lui-même évoluer vers l’Est. Il en est ainsi car un couloir méridien règne sur l’Atlantique. La dépression située à l’Est de A9 est puissante. On la retrouve à partir du 13 à 500 mb. Les 14 et 15, elle force cet anticyclone à disparaître sur place, par déplacement vers le Sud de A10 dont elle contrôle l’air froid. Dans le même temps, une poussée polaire à 500 mb intervient en accord avec l’onde dépressionnaire. Ainsi se réalise le schéma de l’onde et de l’anticyclone pelliculaire migrateur.

102Dans les basses couches c’est donc le maintien de basses pressions dans la région des Bermudes qui bloque A9, force A10 à déborder sur l’Atlantique par le Nord, et l’attire ensuite vers le Sud au détriment du précédent. Par là apparaît l’importance de ces aires dépressionnaires subtropicales dont la présence intervient surtout en fin de saison sèche.

103Quelles sont les conséquences thermiques de cette arrivée polaire, tout d’abord, au niveau de la mer (figure 112) ?

104A Miami, la poussée froide ne se manifeste pas. Le front de A10 y passe le 16 et y occasionne la saturation atmosphérique. Après quoi, au lieu de la forte baisse des températures à laquelle on pourrait s’attendre, on a le 17 une hausse. Il est à première vue plausible de lier la poussée fraîche du 18 à A10. Il semble plus logique de l’attribuer à l’anticyclone satellite ; arrivé de l’Ouest, il s’étire le 18 au-dessus de la côte orientale des U. S. A., au Nord de la Floride. Le front de A10 n’est pas parvenu jusqu’à La Havane mais l’air de l’anticyclone a forcément affecté la station au moment de son effacement. Or, les vicissitudes thermiques sont nulles de ce point de vue. On constate, en effet, une grande uniformité des conditions, à part le très léger approfondissement du 19 qui peut aussi être attribué à l’anticyclone satellite. Cette uniformité se maintient jusqu’au 21, bien au-delà de l’effet problable de A10. L’arrivée de ce fort anticyclone par le Nord a donc annulé tout effet thermique appréciable sur des stations très affectées par les anticyclones mobiles d’Ouest. C’est que, lorsque l’air issu de A10 arrive sur le détroit de Floride, il a dans les basses couches en particulier, puissamment subi l’influence océanique. Une preuve supplémentaire en est donnée sur la capitale cubaine par le haut degré d’humidité qu’y revêt l’atmosphère. Pour en rester au domaine occidental des Grandes Antilles, constatons à Guantanamo et Kingston une légère régression des températures après l’intervention du front. Celle-ci est visible surtout sur les points de rosée. Il est logique de l’attribuer à A10. Mais cette intervention, qui se combine sans doute avec un effet de foehn, reste timide. Clarence Town et les îles Turks ont subi le passage du front. Or, si le 17 on y relève une très légère régression des valeurs du point de rosée, il n’y a pas là, et à beaucoup près, une réaction de l’ordre de celle qui fut notée avec A3. La sécheresse se montre par contre avec une grande insistance. Elle reste liée à l’action anticyclonique. C’est moins à l’air froid qu’à la subsidence de l’anticyclone lui-même, et aussi qu’à l’effet de divergence dû à la dépression atlantique, qu’il faut l’attribuer. C’est à Puerto-Plata seulement que l’on peut être tenté de parler vraiment de la manifestation froide, de A10. Le fait s’explique. Au moment où l’anticyclone agit simultanément sur toutes les îles, le Nord d’Hispaniola en reçoit l’air le plus direct. Mais il est probable que là aussi intervient la divergence due à la dépression. A San Juan la légère régression thermique qui se situe à partir du 17 et dont l’accord peut se faire également avec A10, s’accompagne d’une grande sécheresse de l’air. La divergence est ici maximale et on hésite à y retrouver un effet habituel d’anticyclone pelliculaire.

105En altitude, à la complexité de l’intervention de A10, de son anticyclone satellite et de l’effet de divergence dépressionnaire, s’ajoutent les lacunes de la documentation. A Miami où la perturbation orientale n’intervient pas, c’est très vraisemblablement l’anticyclone satellite d’Ouest qui rend compte, le 18, de la régression des températures au niveau de la mer11 et de celles de 850 et 700 mb. La même remarque reste valable pour La Havane le 19. Il ne semble pas possible d’expliquer autrement la réaction des températures du thermomètre sec et surtout du point de rosée, sans rapport avec ce qui apparaît alors à Porto Rico. Si A10 rendait compte de cette brutale modification sur le détroit de Floride, le schéma s’en retrouverait ailleurs puisqu’il ne s’agit pas d’un temps d’Ouest à dégradation progressive vers Hispaniola et Porto Rico. L’anticyclone satellite, à effet limité, est là pour lever la difficulté. S’il fait régresser le point de rosée, il augmente d’ailleurs quelque peu la température de la courbe d’état à 850 mb. Il offre donc, au Sud de la Floride, un air frais et sec, subsident lui aussi. Effet massique que la comparaison de deux courbes rend perceptible, d’où le danger qu’il y a, en l’absence de plusieurs observations concordantes, de conclure à partir de faits isolés concernant la seule température de l’air. Sur les autres parties des Grandes Antilles, toute réaction semble à peu près disparaître dans l’épaisseur d’un anticyclone, que ce soit de A10 ou de l’autre qu’il s’agisse. Indices à peu près nuls à Guantanamo et Swan Island. A San Juan, jusqu’où l’organisme mobile d’Ouest n’arrive sans doute pas, A10 ne se manifeste guère plus. A 700 mb, la température de l’air y augmente du 16 (5°) au 19 (9°). La divergence due à la dépression maritime doit y intervenir. Pour une appréciation massique correcte, il faudrait d’ailleurs disposer du point de rosée. A 850 et 1 000 mb, aucune réaction évidente. Nous ne retrouvons donc pas, avec l’aide des R.S., les manifestations thermiques sans équivoque qui accompagnaient les anticyclones post-frontaux du premier type et les injections froides du second.

106L’onde d’altitude présente un peu plus de caractère, du moins si l’on s’en réfère aux isothermes à 500 mb12. Le 16 février, le front est au Nord immédiat des Antilles dans le temps où l’isotherme — 10° passe sur Cuba et Hispaniola. Le 17, le front ayant dépassé la plupart des îles vers le Sud, cette courbe en fait autant. Mais l’extrémité occidentale de Cuba reste à l’abri de la double poussée. Quand celle-ci s’apaise au niveau de la mer, l’isotherme — 10° remonte vers le Nord.

107Les lacunes de la documentation n’ont pas permis d’avancer les arguments avec autant de sûreté que pour les cas précédents. Pour l’essentiel, toutefois, les choses sont nettes. Le style de transition est lié à la présence d’une dépression qui bloque le déplacement des centres d’action vers l’Est. Il faut donc s’attendre à un effet de divergence combiné à l’intervention de l’anticyclone proprement dit. Cet effet peut, sur la partie orientale de l’archipel supprimer tout refroidissement. Nous rencontrons, par là, pour la première fois, un cas qui soulève une difficulté essentielle au sujet de l’appréciation des vicissitudes massiques. La divergence généralisée, imprime aux R.S., même en air homogène, une physionomie qui ressemble à celle qu’occasionnent les poussées polaires. Elle entraîne la courbe d’état vers la droite, vraisemblablement celle des points de rosée vers la gauche et souvent, du moins semble-t-il, une forte diminution de la température θ’W. C’est dire que la θ’W (et nous reviendrons souvent sur ce point), n’est un réactif massique sûr que dans la mesure où il est possible d’en lier les modifications à des vicissitudes de centres d’action. En d’autres termes, jamais un radio-sondage ne peut exprimer à lui seul un phénomène. Il ne l’exprime qu’avec l’appui de la carte synoptique. C’est ce que nous ayons toujours fait jusqu’ici. Si, grâce à des données suffisantes les R.S. de San Juan indiquaient, dans la période envisagée, une assez faible valeur de la θ’W, il ne serait pas possible de l’attribuer avec certitude au seul anticyclone13.

108Quoi qu’il en soit, celui-ci agit avec sa nature propre puisqu’il a une évolution visible et qu’il est possible de tracer un front à sa limite méridionale. Au niveau de la mer, ses réactions, bien que faibles, sont indéniables. A 500 mb, l’onde corrélative semble douée d’effets plus nets. L’évolution du type de transition répond à une circulation méridienne qui se fait à l’Ouest d’une dépression directrice. La migration de A10 vers le Sud en est la manifestation isobarique. Mais ce déplacement s’opérant sur mer, il est normal que la virulence des masses d’air polaire soit émoussée à l’arrivée sur les îles. L’effet y paraît être à sa limite ou près de sa limite. D’ailleurs le front passe sur des reliefs qu’il aborde sur leur plus grande longueur, ce qui semble lui être fatal. On conçoit par contre la conservation d’une coulée froide en altitude ; ce qui est le cas ici à 500 mb. Ainsi, ne faut-il pas attendre au sol, par advection polaire n^o 3, des creux thermométriques comparables à ceux que provoquent au moins les plus sévères parmi les manifestations des premier et deuxième types. Certes, le style de transition pourra être plus frais, au niveau de la mer, qu’un temps impliquant un anticyclone d’Ouest. La coulée froide du troisième type, qui sévit les 10 et 11 mars 1951 sur les Antilles est moins chaude que celles d’Ouest du 22 mars. A période de l’année comparable, il n’est pas sûr que tous les cas d’Ouest soient les plus frais. Tout dépend de l’ampleur des phénomènes respectifs. Mais il est certain que jamais les vagues froides de transition n’apportent des baisses aussi sensibles de la température que ne peuvent le faire les cas étudiés antérieurement.

B) POUSSEE FROIDE DE N.-N.E. A E.-N.E. (POUSSEE FROIDE N^o 4) (figure 125)

109Un anticyclone d’Ouest (ou de Nord) arrivé sur la zone maritime bermudienne peut s’y trouver bloqué et être entretenu par une dépression présente sur le centre de l’Atlantique. Dans le premier cas il s’agit d’un blocage tardif rappelant celui dont il a été question dans le type de poussée précédent. Dans le second il y a maintien de l’anticyclone de Nord, là où son évolution l’aura normalement amené.

110A partir de ce moment, les hautes pressions maritimes (A1-2 ou A2 des complexes isobariques) insufflent sur les Antilles un air frais venant du N.-N.E. ou de l’E.-N.E. Ceci, tant que subsistera pour elles l’impossibilité d’évoluer vers l’Est et de se fondre au noyau des Açores. L’air frais de la branche occidentale de la circulation méridienne dépressionnaire établie, peut régner plusieurs jours durant sur la Caraïbe. Si l’extension des centres d’action vers les hautes latitudes est suffisante, ou si l’anticyclone n’est qu’imparfaitement dégagé du continent aux latitudes moyennes, la ponction froide est particulièrement puissante. Un phénomène identique à celui qui apparaît lorsque la dépression est sur les Bermudes et impose la coulée du deuxième type, se produit alors. On constate l’arrivée par vagues, des pulsations froides, signalées par des discontinuités internes qui atteignent les Antilles après avoir glissé le long des méridiens. Ce n’est pas toujours l’Est des îles qui les subit avec le maximum de virulence. Des ondes peuvent se propager assez près du cœur de l’anticyclone et affecter surtout Cuba et Hispaniola. Mais dans tous les cas le processus reste le même : arrivée par la mer d’une discontinuité polaire interne dirigée par le bord oriental des hautes pressions. Cette discontinuité se fait hors du cycle Pc, Pcd, Pmt. C’est au sein de Pcd ou de Pmt qu’elle se propage.

111L’anticyclone A3 (figure 125) après avoir évolué vers l’Est et provoqué la très belle poussée du premier type que nous avons analysée, est stoppé sur l’Atlantique occidental. Il est possible, à partir de ce moment, de retrouver son action mais cette fois grâce à une pulsation froide de N.-E. Celle-ci se situe avant l’intervention de A4 par invasion froide du premier type. Nous avons noté que lorsque A3 a largement évolué en direction de l’Atlantique le 12 janvier, il est intervenu partout sauf sur San Juan14. Sa fusion avec l’anticyclone oriental ne se fera pas. Il va continuer à dominer la circulation sur les îles. C’est durant ce règne d’un nouveau genre qu’interviendra sur les Grandes Antilles, et à plusieurs niveaux, la poussée de N.E.

112Les vents de A3 se dirigent sur les Grandes Antilles le 12, à la suite d’une circulation méridienne liée à l’anticyclone et à un ensemble dépressionnaire puissant centré à l’Est de Terre-Neuve. Le noyau oriental est sur les Açores. Le 13, la dépression atlantique se renforce au niveau de la mer. Elle est surmontée, à 500 mb, par une importante vallée du courant d’Ouest. A3 n’évolue plus ; quant à la cellule orientale, elle perd progressivement sa position océanique au bénéfice de la dépression. Ces dispositions se maintiennent à peu près le 14. Pourtant A3 s’étale davantage sur mer et sur les Antilles et son centre haut se renforce. Le 15, il est entièrement océanique mais reste freiné par la dépression. Le 16, il occupe le milieu de l’Atlantique. Une circulation méridienne nouvelle s’établit alors entre lui et A4 sur les Grandes Antilles, tandis que la première se maintient encore à l’Est de son domaine. Pendant toute cette période, l’air qui s’écoule sur la façade Est de A3 garde pour origine une région très septentrionale d’où il gagne les Grandes Antilles. Cet air prend ainsi naissance au N. ou au N.-E. de Terre-Neuve ; et c’est là une zone froide en janvier.

113Notre but est de pénétrer le mécanisme des advections polaires. Il est aussi de les replacer dans un contexte évolutif. Celle qui va nous occuper se situant entre deux poussées froides du premier type, il va s’agir de l’isoler par rapport à elles et de montrer que les manifestations qui s’y attachent ne peuvent être attribuées aux autres. Pour cela, contrairement à ce qu’il conviendrait de faire compte tenu de la direction d’où elle vient, nous analyserons l’attaque polaire sur La Havane et Swan Island en premier lieu. Celles de A3 première manière et de A4 y sont très bien caractérisées. La manifestation froide intermédiaire en tirera toute sa signification.

114A La Havane, A3 par évolution d’W. se manifeste au sol et en altitude les 9 et 10 janvier, A4 les 16 et 17. Or, une pulsation froide apparaît les 14 et 15. bien avant que le front de A4 soit sur le point d’atteindre Cuba et très postérieurement au passage de A3. Comment cette manifestation, sans rapport avec un anticyclone d’Ouest, se présente-t-elle ? Au niveau et près du niveau de la mer, elle n’a aucune incidence. A 1 000 mb, de l’effet de A3 à la veille de celui de A4, la température θ’W. ne cesse d’augmenter : 12° le 10, un peu moins de 14° le 11, 14°5 le 12, près de 16° le 13, 16°5 le 14, plus de 18° le 15 et 19° le 16. Lorsque A4 intervient, il ramène le 17 la θ’W. à 10° et à 14° le 18. Or, si la tendance est au réchauffement massique dans les plus basses couches, il n’en est pas de même en altitude. A 850 mb, l’expulsion froide due à A3 en progression vers l’Est donne une θ’W. de 11° le 10. Le 11 et le 12, celle-ci est de l’ordre de 14°, elle passe à 15° le 13. Ainsi l’effet de A3 s’estompe-t-il à cette date. Or, le 14, brusque régression. La θ’W. s’effondre pour passer à 10°. Elle remonte ensuite progressivement à 14° le 15 et près de 16° le 16. Le 18, en accord avec A4, elle redescend à 12°, valeur d’ailleurs supérieure à celle qu’elle doit atteindre la veille15. A ce niveau, la manifestation froide intermédiaire est bien indépendante de celles que nous avons déjà étudiées et elle est d’un type nouveau.

115Il s’agit d’une onde venue de l’océan et non du continent. La direction des vents (figure 125) ne laisse aucun doute à ce sujet, pas plus que l’allure du centre d’action générateur du flux. L’histoire de cette poussée explique en outre l’aspect qu’elle revêt à Cuba. La masse froide, avant de parvenir sur La Havane, a un parcours océanique qui lui permet d’emmagasiner dans les très basses couches l’humidité et la chaleur susceptibles de la rendre indécelable à ces niveaux. Ceci est en opposition totale avec l’arrivée froide par Pc, dont l’histoire maritime est des plus courtes. La puissance de l’expulsion froide originaire de latitudes très septentrionales explique par contre sa conservation à 850 mb.

116Une objection peut être faite à l’interprétation des R. S. des 14 et 15. Elle découle de ce que nous remarquions plus haut concernant la possibilité pour l’effet de divergence de donner une disposition de la « courbe bleue » rappelant le refroidissement polaire. En ce sens, on pourrait admettre que le R. S. du 15 répond à une divergence préfrontale16. Il faut remarquer toutefois qu’elle n’interviendrait guère finalement que comme une phase de réchauffement immédiatement après la poussée froide, qui est maximale le 14. Au demeurant, la divergence préfrontale que nous ne nions pas et que nous allons envisager plus loin, n’a pas d’effets particulièrement marquants sur les R.S. car on n’en retrouve pas la manifestation avant le passage de tous les fronts d’Ouest. Au total le processus polaire est signé par le fait que la brutale diminution de la θ’W. à 850 mb ne se situe pas au plus près de l’arrivée du front de A4, c’est-à-dire sur le R. S. du 15 à 03 00 TU mais sur celui du 14. Le 14 à 03 00 TU se place d’ailleurs entre les cartes synoptiques au sol des 13 et 14 à 1 230 TU, c’est-à-dire bien avant l’arrivée du front de la deuxième vague d’Ouest susceptible d’apporter de la divergence. On peut remarquer en outre qu’entre le 13 et le 14 (figure 125), la poussée froide s’accorde avec le gonflement et l’étalement subit de A3. De ce renforcement on retrouve la trace sur la coupe de vent de La Havane (figure 107). Il y a dans ce temps, sinon une augmentation des vitesses à divers niveaux, du moins une tendance à l’épaississement du courant d’Est. Cette disposition est nette également sur la coupe de vent de Miami (figure 104). La cause, pour nous, est donc bien entendue.

117C’est également à une poussée froide plus qu’à une divergence préfrontale (bien qu’il soit peut-être plus difficile d’en nier l’effet que la veille à La Havane), que nous attribuerons la régression de la θ’W. le 15 à 850 mb à Swan Island (figure 125). Les faits sont identiques à ceux de Cuba. A 1 000 mb, après le passage de A3, la θ’W. ne fait qu’augmenter : près de 17° le 11, 18°5 le 12, près de 20° le 13, 21° le 14, 21° les 15 et 16. Ce n’est qu’avec l’intervention de A4 qu’il y a régression : un peu moins de 19° le 17. Or, dans le temps où, par vents d’Est, augmente ainsi la température (et aussi l’humidité), s’opère une brutale poussée froide à 850 mb. Là encore, la similitude avec La Havane est totale. Les 10 et 11, du fait de la manifestation initiale de A3, la θ’W. est de 15°5. Elle passe à 18° le 12, mais commence à régresser le 13 où elle descend à 17°5. Elle garde cette valeur le 14. Le 15, elle est de 16° au passage de l’onde froide d’Est. Elle augmente brutalement le lendemain où elle atteint 20°. La poussée de A4 ramènera cette valeur à un peu plus de 17° le 17. Ainsi la poussée froide, sans rapport avec le passage d’un front est-elle évidente à 850 mb. L’évolution y est identique à celle de La Havane. Simplement on note entre les deux stations un décalage d’un jour, ce qui est logique étant donné l’écart latitudinal et le fait que, même venant de l’Est, le processus impliqué arrive toujours de régions tempérées.

118Cette poussée se retrouve sur les Grandes Antilles orientales (figures 109 et 111). A San Juan, on pourrait admettre, au niveau de la mer, l’action quasi immédiate de A3, ce qui rangerait son effet aux côtés de ceux relevés les 9 et 10 à Miami et La Havane. Mais un certain temps s’écoule entre le passage de l’anticyclone et sa manifestation. Ce qui autorise à y voir le début de l’onde que l’on retrouve un à deux jours plus tard à l’Ouest. Cette interprétation devient impérative pour expliquer la régression du 13 à Puerto-Plata et Santo-Domingo. Dans les deux cas la poussée froide est indiscutable au niveau de la mer, signalée par l’allure corrélative des courbes de point de rosée et de température de l’air. Elle ne saurait être liée à l’air froid succédant immédiatement au front de A3. Celui-ci passe beaucoup trop tôt sur ces stations pour que la corrélation puisse être retenue.

119Ceci suggère une nouvelle constatation. Sur l’Est des îles, l’effet de l’anticyclone maritime est net au niveau de la mer alors qu’il est nul à (ou près de) ce niveau à l’Ouest. Les températures de la θ’W. à 1 000 mb à San Juan sont très démonstratives à ce sujet. De la manifestation de A3 jusqu’à la fin de son intervention, on trouve, au lieu du réchauffement constant de La Havane, des températures régressives. Le 12 et le 13 la θ’W. est de 19°, elle descend à 18°4 du 14 au 16. Ceci est normal si l’on implique l’influence massique d’un air frais arrivé de l’Océan. L’Est des Grandes Antilles reçoit directement le flux méridien. La Havane le reçoit après un parcours relativement important aux latitudes antillaises, d’où le réchauffement à la base. Et quand bien même l’Ouest des Grandes Antilles recevrait un air plus interne par rapport à A3 que celui reçu par Porto Rico, donc de plus courte trajectoire, il faudrait admettre le passage au-dessus des eaux chaudes du Gulf-Stream dont nous savons la puissance, même en hiver. Cette remarque suggère que l’air frais arrivé sur Porto Rico, n’est pas obligatoirement celui qui s’achemine sur l’Ouest des Grandes Antilles. Il est ainsi difficile, dans ce type de temps, de parler d’onde d’Est (en réservant pour l’instant à ce terme un sens strict de discontinuité froide passant sur les îles d’Est en Ouest). Quoi qu’il en soit on voit se dessiner une chronologie dans les effets. C’est le 13 que San Juan commence à être affecté. Ce n’est qu’un à deux jours plus tard qu’il en est ainsi à La Havane et Swan Island. En particulier le R. S. du 13 à San Juan peut être mis en relation avec ceux du 14 à La Havane et du 15 à Swan Island (figure 125). Nous avons vu les vicissitudes de la θ’W. à 850 mb et constaté que le creux y est maximal le 14 à La Havane et le 15 à Swan Island. A San Juan il s’y place le 13 avec une température θ’W. de 13°6 encadrée par les 17° du 12 et les 17°5 du 14.

120Il est impossible, faute de documents suffisants, de retrouver les variations de la θ’W. au-dessus des stations à 700, 500 et 300 mb. Il est du moins possible d’opérer un recensement des températures de l’air à 700 et 500 mb à La Havane et à San Juan, les données étant insuffisantes à Swan Island et les lacunes générales du 13 à 300 mb interdisant toute conclusion utile à ce niveau. L’isotherme — 10° de la carte isohypse à 500 mb ne peut, pour sa part, fournir aucun renseignement intéressant. A aucun moment elle n’atteint les Antilles, et ses positions dans l’Atlantique Nord n’ont pas l’expressivité qu’elles revêtent quand les îles sont affectées. Ce sont donc les relevés thermométriques des R. S. que nous envisagerons. A La Havane réapparaît le schéma des niveaux inférieurs. A 700 mb du 10 au 13, progression régulière de la température de 3 à 11°, en accord avec la diminution de l’influence de l’onde de A3 par glissement vers l’Est. Puis régression le 14 où le thermomètre descend à 8° ; il remontera le lendemain avant de régresser au passage de A4. A 500 mb où les variations thermiques sont plus modestes, cette tendance se maintient. A San Juan les évènements sont du même ordre. C’est le 14 à 700 mb que la température descend à 6°, encadrée par les 8° du 13 et les 9° du 15. A 500 mb le refroidissement s’opère le même jour : — 8° contre — 5° le 13 et — 7° le 15 (— 6° le 16).

121Ces faits tranchent définitivement en faveur de la poussée froide. Celle-ci comme celles qui ont été notées antérieurement reste sensible sur une épaisseur d’atmosphère importante de l’ordre de 6 000 m minimum. Toutefois, la médiocrité des variations à 500 mb semble indiquer que ce style n’intéresse pas les linéaments du jet autant qu’au débouché d’un anticyclone pelliculaire du continent. Nous avons donc affaire essentiellement à une manifestation froide de l’anticyclone, l’attaque maximale se situant vers 850 mb pour autant qu’il soit possible d’en juger. D’ailleurs, au moment où ils se présentent au S.-E. des U. S. A., les individus pelliculaires sont en général peu épais, écrasés sous la puissance d’un courant d’Ouest directeur rapide, et dont la base descend au plus près du niveau de la mer. Cette disposition est liée à la transgression maximale des vallées planétaires en direction de l’Equateur. Mais au fur et à mesure que les anticyclones glissent vers l’Est, les vallées se rétractent. Ceci a pour effet d’augmenter l’épaisseur du courant d’Est lié directement aux hautes pressions. Dans la disposition qu’il a au moment où il nous occupe, A3 se trouve donc relativement épais, plus épais qu’au moment où il débouchait du continent les 9 et 10. Ainsi, le 14 janvier c’est, à La Havane comme à San Juan, d’après les coupes de vents et faute de cartes à ce niveau, un flux anticyclonique qui va jusqu’à 700 mb.

122Comme dans le cas de transition, il y a ici absence ou du moins médiocrité des variations thermiques dans les basses couches, du fait de l’importance de l’influence maritime égalisatrice. Le niveau d’attaque des poussées froides se situe donc en altitude, sans doute vers 850 mb. Il en est souvent ainsi quand l’air froid arrive de l’Océan. Les manifestations froides semblent plus importantes ici que dans le cas de transition. Il est vrai que ce dernier aurait pu présenter et présente à l’occasion des faits du même ordre. Il suffit pour cela que la circulation méridienne qu’il implique soit suffisamment puissante avec ponction froide établie suffisamment haut en latitude. Le cas de transition se caractérise par une façon de progresser du front et un style de mise en place de l’anticyclone. Mais celui-ci peut finir par nourrir un flux de N.-E. et imposer le style qui vient de nous retenir.

123Par rapport aux deux premières, la poussée de transition et l’advection par flux de N.-E. donnent bien des arrivées froides dégénérées. Elles représentent cependant toutes, l’intervention de centres d’action dans les bas niveaux de l’atmosphère et expriment l’influence majeure des conditions géographiques, continentales pour les cas 1 et 2, maritimes pour les cas 3 et 4. Il existe pourtant une poussée froide qui ne doit rien aux couches inférieures. Cette coulée d’altitude s’oppose par là à toutes celles dont il a été question jusqu’ici.

C) POUSSEE FROIDE D’ALTITUDE (POUSSEE N^o 5)

124La circulation atmosphérique en altitude au-dessus des Antilles est non seulement le fait de la dépression polaire qui dirige le flux circumpolaire d’Ouest, mais aussi de la crête chaude équatoriale17 située au Sud du courant-jet. Lorsque cette dernière se fractionne en plusieurs cellules, il s’établit entre elles, tout comme entre les anticyclones pelliculaires, une circulation méridienne. La division des hautes pressions d’altitude peut être corrélative de celle des anticyclones aux bas niveaux. Quand une vaste dépression s’insinue, dans la « couche géographique », entre un noyau anticyclonique américain ou bermudien et un noyau centré sur les Açores, on la retrouve à 500 mb au sein d’une onde du jet. Pour le moins, on y relève une vallée très creusée. C’est celle-ci qui provoque la rupture de la crête d’altitude en deux cellules. Cette disposition se retrouve lorsqu’un centre d’action pelliculaire américain débouche sur les Antilles. L’onde planétaire qui l’accompagne provoque souvent une rupture dans l’anticyclone chaud stagnant antérieurement au-dessus de la Caraïbe.

125L’existence de plusieurs cellules en altitude n’est pas nécessairement liée à la rupture des hautes pressions au niveau de la mer. Il s’ensuit qu’une circulation méridienne à 500 mb peut se situer au-dessus d’un courant alizéen issu d’un anticyclone atlantique unique. La branche occidentale de l’échange méridien, correspondant à l’écoulement d’un air frais vers le Sud, constitue alors une poussée froide superposée à un air tropical maritime. Cette disposition se présente entre le 30 janvier et le 4 février 1951 (figure 126).

126Le 30 janvier règne sur l’Atlantique un puissant anticyclone. Des hautes pressions continentales s’étalent sur l’Amérique du Nord mais leur action est encore nulle sur la Caraïbe. Le flux d’altitude circumpolaire s’étire le long des parallèles, entre la mer du Golfe et la côte eurafricaine, au Nord d’un centre chaud ceinturé par l’isohypse 19218. Celui-ci va de l’Amérique centrale au milieu de l’Atlantique nord-tropical. Deux points hauts s’y manifestent toutefois, l’un sur les Grandes Antilles, l’autre à l’Est des Petites. Les isothermes ont la disposition zonale des isohypses. Celle de - 10° va du Golfe du Mexique à l’Afrique occidentale et laisse au Sud l’archipel antillais. Le 31 s’opère sur l’Océan, et à une latitude qui n’affecte pas les Antilles, le glissement d’un élément anticyclonique continental. Celui-ci débouche du continent à la latitude de la Nouvelle-Ecosse et atteint la face septentrionale des hautes pressions atlantiques. La circulation d’Ouest en altitude n’en est pas modifiée et l’isotherme — 10° reste au Nord des îles. C’est dans ce temps, et indépendamment de cela, que la crête chaude équatoriale à 500 mb se scinde en deux éléments. L’un surmonte la mer des Antilles et son cadre continental à l’exclusion de l’arc oriental, l’autre, l’Océan. Le renforcement, au niveau de la mer, de l’anticyclone atlantique s’effectue le 1^er février, grâce à l’élément mobile de la veille. La circulation d’Est n’en connaît aucune modification sinon dans une accélération des vitesses. En altitude, le noyau anticyclonique caraïbe a pris de l’importance. Il puise alors assez loin vers le Nord l’air qu’il ramène sur l’Est de l’archipel antillais. L’isotherme — 10° atteint Porto Rico. A l’Est du couloir méridien l’advection chaude vers le Nord se manifeste de même. Ces dispositions ne varient guère le 2. L’anticyclone d’altitude s’est toutefois renforcé dans la zone subtropicale et s’est étiré davantage vers les latitudes moyennes. Le flux qu’il rabat sur les Antilles s’en trouve consolidé. L’isotherme — 10° passe alors sur une partie des Petites Antilles, dépasse Porto Rico, Hispaniola et l’Est de Cuba. C’est à ce moment qu’A7 déborde sur cette île avec son onde planétaire. Deux poussées se dessinent ainsi à 500 mb dont l’origine est différente (figure 126 - croquis 4). Le 3, l’anticyclone mobile amène les conditions que nous savons19, tandis que régresse petit à petit sur les Grandes Antilles orientales la seule poussée fraîche d’altitude. Le 4, l’isotherme — 10° est au Nord d’Hispaniola et de Porto Rico. Elle repassera le 5 en Caraïbe en accord, cette fois, avec A7, c’est-à-dire une poussée froide affectant l’atmosphère sur toute son épaisseur depuis le niveau de la mer.

127La coulée méridienne en liaison avec la seule scission de la crête chaude est évidente. C’est ce que confirment les R. S. (tableau 26). San Juan est atteint, La Havane ne l’est pas. Il est peu probable que Swan Island le soit. Les coupes de vents renforcent le diagnostic, (figures 108 et 110)20. Sur la capitale cubaine le flux, à 500 mb, est de N.W. le 1^er février, de S. W. les 2 et 3, de N. W. le 4. Au-dessus de Porto Rico, les directions sont toutes de N. E., passant à W., seulement lorsque l’action de l’anticyclone d’altitude disparaît. Notons enfin que cette poussée réduite à Porto Rico (et à une partie des Petites Antilles) ne se manifeste, avec certitude, qu’à 500 mb. C’est du moins ce qui ressort de l’analyse des documents dont nous disposons. Les refroidissements à San Juan des 31 janvier et 1^er février à 850, 700 et 300 mb sont difficilement reliables entre eux. Ils ne semblent pas plus en accord avec la poussée des 2 et 3 à 500 mb (tableau 26). Ainsi cette poussée du cinquième type apparaît-elle avec des effets très individualisés par rapport aux advections d’un autre genre et en tout cas, avec une ampleur plus limitée.

128Nous retrouvons ce style entre A4 et A5 en janvier 1951. Les cartes isohypses à 500 mb montrent que l’effet de l’onde d’altitude liée à A4 ne dépasse pas le 18. En tout cas, si le refroidissement dû à cette onde existe au-dessus de San Juan, il y est estompé par l’effet, postérieur et plus profond, d’une poussée qui se développe sur toutes les Grandes Antilles à partir du 19. Or, celle-ci est sans relation avec l’arrivée d’un anticyclone pelliculaire. Comme dans le cas précédent, l’advection froide est liée à la fragmentation de la crête chaude située au Sud du jet. Etablie dans une circulation méridienne vers 6 km d’altitude, elle se présente avant l’intervention de A5, au-dessus d’un air maritime tropical issu de l’anticyclone atlantique unique. Entre le 19 et le 22 janvier, période au cours de laquelle se maintiennent ces dispositions, les masses d’air sur les Antilles sont chaudes dans les bas niveaux. Or, c’est dans ce temps que l’isotherme — 10° les inclut. Le 18 cette courbe est au Nord de l’archipel. Elle passe au Sud le 20 et s’y maintient pour l’essentiel jusqu’au 23. Au cours de cette advection froide localisée en altitude, une preuve supplémentaire de l’activité de l’air chaud des basses couches est fournie par l’inversion d’un front. Un front froid amorce en effet une évolution vers l’Est le 22 à l’Est de la Floride. Il est stoppé, avant de devenir front chaud par l’attaque dont il est l’objet de la part de l’air tropical maritime. Il s’efface ensuite sur place. Ainsi, dans le temps où triomphe l’air froid en altitude, triomphe l’air chaud au sol.

129La poussée froide d’altitude découle de l’indépendance possible des centres d’action et des masses d’air des divers niveaux les uns à l’égard des autres. Par là, elle s’oppose aux autres advections et en particulier à celle du premier type, d’autant plus que dans ce cas, c’est au plus près du sol que l’intensité des processus est maximale.

III. — CONCLUSION GENERALE SUR LES POUSSEES FROIDES HIVERNALES AUX GRANDES ANTILLES

A) LE SCHEMA (figure 127)

130Type 1 : La poussée se manifeste au sol et en altitude. Elle implique une grande épaisseur d’atmosphère. Elle est statistiquement très importante car elle est liée aux complexes isobariques II, III, IV, V et VI.

131Type 2 : Elle se manifeste de même au sol et en altitude. Elle implique elle aussi une grande épaisseur d’atmosphère. Statistiquement peu importante puisque liée surtout au complexe isobarique n^o VII, elle est virulente. C’est d’elle qu’il faut attendre les coulées froides les plus tenaces.

132Type 3 : C’est une poussée froide amortie, surtout au niveau de la mer. Elle peut se conserver en altitude si l’anticyclone est suffisamment enraciné dans les latitudes moyennes. Ce type est statistiquement assez peu fréquent, sauf en fin de saison froide.

133Type 4 : Ici, la poussée froide est amortie surtout au niveau de la mer. Elle peut y être très sensible malgré tout. Elle se conserve en altitude, surtout si l’anticyclone est suffisamment enraciné dans les latitudes moyennes.

134Par extension, on peut admettre des poussées froides venues de l’anticyclone atlantique unique ; ceci implique que Tm hivernal peut contribuer à maintenir des températures relativement basses sur les îles.

135Type 5 : C’est une poussée de haute troposphère, invisible au niveau de la mer. Elle est difficile à statistiquer.

B) LE ROLE CLIMATIQUE DES POUSSEES FROIDES

136L’intervention de l’air polaire aux Grandes Antilles a une importance directe sur la période allant de décembre à avril. Elle éclaire, nous l’avons vu, les aspects thermométriques. Mais elle est nécessaire aussi à la compréhension de la sécheresse qui caractérise la période hivernale. Elle permet de même de comprendre les pluies qui, quoi qu’il en soit, se produisent durant cette saison. Nous envisagerons ces deux derniers points successivement. Les mécanismes pluviométriques nous amèneront à reprendre les diverses catégories de poussées. Nous ne dissocierons pas dans leurs effets les types I et II. Nous analyserons ensuite les effets du type 3, puis du type 4. La poussée froide d’altitude ne sera pas étudiée ici. Elle affecte surtout l’Est des Grandes Antilles et l’arc oriental. C’est lors de l’explication des pluies sur ce dernier que nous la retrouverons.

137Mais l’importance de ces poussées froides dépasse la saison d’hiver. Il est impossible de comprendre les pointes pluviométriques de mai et d’octobre sans faire appel à elles, soit qu’elles interviennent aux basses latitudes alors réchauffées, par leur air frais, soit qu’elles y agissent par la circulation qui leur est propre. C’est d’ailleurs selon nous un faux problème que celui de savoir si, lors de ces interventions, les processus sont avant tout thermiques ou cinématiques. Il y a deux aspects, le plus souvent indissociables, d’un même phénomène qui est l’intrusion du style tempéré dans la zone tropicale. Il est vrai qu’il sera possible d’expliquer, au moins en hiver, les précipitations à partir des vicissitudes des températures θ’W. et de l’instabilité corrélative imposée à l’atmosphère.

138On peut se demander enfin si l’extrapolation du type 4 ne revêt pas une importance exceptionnelle par l’explication qu’elle est susceptible de donner des ondes de l’Est qui se présentent au cœur de l’été. On conçoit en effet avec Delourme21, que les ondes froides contournant l’anticyclone atlantique renforcé sur sa face Nord par les organismes polaires, puissent arriver sur les îles avec un air maintenu frais en altitude. Et quand bien même toute différenciation à caractère thermique aurait disparu, on peut admettre que l’onde cinématique est la relique d’une poussée froide dont le dynamisme seul subsisterait. En ce sens, il n’y aurait pas de solution de continuité entre ces perturbations estivales et les perturbations polaires, ou du moins entre ces dernières et une des catégories probables des premières.

LA SECHERESSE HIVERNALE AUX GRANDES ANTILLES

I. — REMARQUES PRELIMINAIRES22

139L’étude de la sécheresse, comme celle des pluies implique l’utilisation de deux critères, qui se recoupent d’ailleurs : l’humidité atmosphérique et la stabilité-instabilité. Ils sont supposés connus dans un travail tel que celui-ci. Il n’est pourtant pas superflu d’en rappeler les principaux aspects.

A) L’HUMIDITE

140Il s’agit de celle de l’air. Elle dépend étroitement des données du thermomètre sec. Ces données s’expriment par le signe T (T T dans les tables des Historical Weather Maps). Une première façon d’indiquer l’humidité est de comparer la température de l’air à celle du point de rosée dont le symbole est Td (Td Td dans les documents qui viennent d’être signalés). « Plus la différence entre la température réelle et la température du point de rosée est petite, plus l’air est humide »23. Les Américains comparent fréquemment la première (reflétée par les courbes d’état ou de sondages) à la seconde24. Si l’on veut seulement une idée de l’humidité à divers niveaux, il est possible de reporter sur un papier millimétré T et Td aux deux points de référence. Les endroits où s’éloignent et se rapprochent les courbes suggèrent alors la superposition de couches plus ou moins sèches. On peut aussi simplement reporter sur la courbe de sondage, les valeurs de l’humidité relative. Celles-ci donnent directement une idée de l’état de l’atmosphère.

141Un autre critère de l’humidité est fourni par la température du thermomètre mouillé25 qui, n’étant « pas susceptible d’une représentation graphique sur le diagramme 761 »26 est pratiquement confondue avec celle de la température pseudo-adiabatique du thermomètre mouillé. Cette dernière, calculable à partir de l’émagramme est appelée souvent température du thermomètre mouillé, abstraction étant faite du qualificatif « pseudo-adiabatique ». Or, comme pour le point de rosée, l’intérêt de la température du thermomètre mouillé réside dans le fait que plus la différence est faible entre elle et la température réelle (T) à un niveau de référence, plus l’air y est humide. La courbe des températures (pseudo-adiabatiques) du thermomètre mouillé est souvent appelée par les météorologistes français la « courbe bleue ».

142Il faut noter en passant, que la « courbe bleue » des températures (pseudo-adiabatiques) du thermomètre mouillé est en même temps celle des températures pseudo-adiabatiques potentielles du thermomètre mouillé (θ’W.)27. Celles-ci ont une valeur massique que l’on lit à partir des adiabatiques saturées. C’est pour cette signification (que possède aussi la courbe des points de rosée) que nous les avons déjà utilisées et que nous continuerons à le faire. A. Delourme tire largement parti des vicissitudes de ces « courbes θ’W. » dans son étude « De la circulation atmosphérique et de l’influence de l’air polaire dans les régions intertropicales de l’Atlantique ».

B) STABILITE ET INSTABILITE VERTICALE28

143Il y a là un domaine fondamental pour l’explication de la sécheresse et des pluies. Or, en pratique, il s’agit d’une notion fort délicate à manier. La preuve en est dans la conclusion de la « synthèse des critères de stabilité et d’instabilité » tirée par Vialar29. L’auteur est conduit à modifier l’analyse stabilité-instabilité faite sur deux R. S. sous certaines conditions, quand interviennent de nouveaux critères. Dans le premier cas, les tranches de stabilité et d’instabilité sont établies par exemple en considérant la masse d’air telle qu’elle est ; dans le second, en tenant compte des évolutions susceptibles de se produire dans son sein (entre autre, à la suite d’un soulèvement).

144Une difficulté en découle. Elle réside dans le fait que la courbe de sondage et la « courbe bleue » sont utilisées chacune pour sa part, et selon les circonstances, pour définir la stabilité et l’instabilité. C’est ainsi que l’instabilité convective latente s’appuie sur l’allure de la courbe « bleue » quand l’instabilité conditionnelle est reflétée par celle des températures de l’air.

145La stabilité absolue, l’instabilité absolue, l’instabilité conditionnelle (ou sélective) apparaissent suivant la position de la courbe de sondage par rapport aux adiabatiques saturées et sèches (et dans ce dernier cas en outre, selon le degré d’humidité de l’air considéré… ce qui n’est pas toujours facile à préciser). Ce sont les notions les plus directement appréciables30. Elles impliquent, il est vrai, que l’air ambiant est immobile dans le plan vertical, ce qui n’est pas très exact en pratique, (d’où l’intervention de nouveaux critères qui viennent les nuancer). Reconnaissons pourtant que tels quels, les schémas obtenus sont utilisables, surtout si l’allure de la courbe de sondage, (accompagnée du diagnostic de l’humidité de l’air) est vue dans un contexte évolutif. Et c’est à cela que nous nous appliquerons dans l’étude des pluies. Notre but sera atteint, par une argumentation jugée suffisante lorsque, par exemple, une advection froide d’altitude apportant un fort appui de la courbe de sondage vers la gauche et la disparition d’une surface d’inversion, sera accompagnée de pluies. L’allure de la courbe au moment de la pluie et plus encore la modification de sa silhouette aura été déterminante.

146Nous venons de dire que la « courbe bleue » est, de son côté, utilisable pour la détection de l’instabilité convective. « Toute couche dans laquelle la « courbe bleue » du thermomètre mouillé se décale vers la gauche des adiabatiques saturées lorsqu’on la suit en montant de la base au sommet de la couche est en instabilité convective »31. Une telle disposition correspond à la diminution, avec l’altitude croissante, de la θ’W. C’est ce que nous trouvons sur les Antilles hivernales, grâce au réchauffement à la base des masses d’air froides venues du continent. La situation n’est d’ailleurs pas différente en été avec Tm, du moins le plus souvent. Cette instabilité convective intervient dans le soulèvement des masses d’air à la faveur du franchissement des chaînes montagneuses. Elle doit donc nous préoccuper. « Le caractère de stabilité d’une masse d’air se conserve lors d’un soulèvement en bloc sans convergence ni divergence [cas du soulèvement orographique] sauf dans le cas où une couche d’air stable est associée à une décroissance de la θ’W. de la base au sommet de cette couche ; dans ce cas la couche soulevée est instable : elle est dite en instabilité convective »32. Il est évident que si la décroissance de la θ’W. est en accord avec une instabilité conditionnelle, l’instabilité convective en est d’autant plus démonstrative.

147L’instabilité convective latente (car elle ne prend sa valeur que s’il y a soulèvement) a un grand intérêt pour nous. Voyons pour l’instant ce que l’on peut en tirer dans le cadre hivernal. La surface d’inversion dans la courbe de sondage manifeste la stabilité absolue. Elle peut s’accompagner de trois styles de « courbes bleues » (figure 128). Il est bien entendu que, obtenues par vent de N.-E. sur La Havane ou San Juan qui sont près du niveau de la mer, ces conditions sont liées à l’absence de pluie, sauf de maigres précipitations du fait de l’humidité des très basses couches. Mais lorsque les masses d’air arrivent contre les montagnes insulaires, le soulèvement s’opère. Il provoque alors pour [1] une évolution différente de celles de [2] et [3]. La stabilité se maintient pour [2] et [3] ; par contre, l’instabilité convective de [1] amène le rôle initial de l’inversion à s’estomper.

148Cette dernière remarque suggère quelques réflexions. Avec ou sans cassure dans la courbe d’état, il est fréquent que la θ’W. diminue avec l’altitude aux Antilles. Lorsque cette diminution est de faible valeur (1 à 2° du sol à 500 mb par exemple), on peut considérer que la « courbe bleue » suit l’adiabatique saturée et que l’instabilité convective latente n’est pas vraiment établie. Si, par contre, le décalage de la « courbe bleue » est important de bas en haut, l’instabilité est indiscutable. Or cette dernière situation apparaît souvent, grâce au réchauffement massique à la base, du fait de l’intervention maritime.

149On en arrive ainsi à l’idée que les masses d’air antillaises sont fréquemment en état d’instabilité convective sur une certaine épaisseur, d’où l’importance des pluies de relief et, pour le moins, celle de l’encapuchonnement des sommets par les nuages. C’est, en hiver, cette dernière tendance qui donne le ton. Le R. S. théorique [1] montre que pour qu’il y ait pluie importante, il faudrait en effet un très fort soulèvement, afin que la saturation soit obtenue au niveau des crochets de la courbe d’état et de la « courbe bleue » par rapprochement de la première à la seconde. Seules les basses couches peuvent donc se saturer facilement « au vent » des reliefs. D’où la dissymétrie hivernale avec précipitations nombreuses du côté exposé (les conditions envisagées sont fréquentes) mais de faible intensité (la saturation est difficilement obtenue sur une grande épaisseur d’atmosphère). Les dispositions restrictives ne se retrouvant pas en été, l’instabilité convective peut jouer alors beaucoup plus, et les reliefs subir des abats beaucoup plus importants

150Nous ne reviendrons pas par la suite sur ces deux notions d’instabilité dont l’une envisage, (avec la courbe d’état) la stabilité et l’instabilité d’une masse d’air dans sa disposition instantanée et l’autre, (avec la « courbe bleue ») la possibilité d’évolution de cette masse d’air au contact des reliefs.

151Ce que nous utiliserons désormais, le caractère général de l’instabilité convective étant acquis avec ses conséquences orographiques, c’est l’allure de la courbe d’état. Nous le ferons en comparant ses modifications successives en un lieu, ou encore en confrontant les courbes d’état obtenues en même temps en des lieux différents.

C) LA SECHERESSE HIVERNALE AUX GRANDES ANTILLES

152La période qui va de décembre à avril est caractérisée avant tout par la régression de la pluviosité. L’explication de cette sécheresse, relative sur les côtes « au vent », beaucoup plus insistante « sous le vent des îles », est complexe. Plus que pour toute autre manifestation climatique sans doute, nous nous trouvons en présence de la difficulté qu’il y a à retrouver diverses causes à partir d’effets identiques et confondus.

153En outre, même les facteurs évidents dans leur réalité et leurs effets sur le temps posent des problèmes. L’absence ou la modicité des pluies hivernales est liée pour partie à l’inversion des alizés. Ici, la cause est facilement reliable à l’effet ; l’un comme l’autre peuvent être aisément isolés. La difficulté n’en est pas franchie pour autant car l’inversion n’est qu’une cause seconde, la manifestation de dispositions météorologiques dont il serait nécessaire de découvrir les ressorts. Or, les raisons de l’inversion des alizés restent obscures : « the causes of the trade-wind inversion are obscure »33. Bien des travaux lient la sécheresse à sa présence sans indiquer vraiment pourquoi elle existe. Les auteurs qui se penchent sur ces causes apportent, pour partie, des solutions divergentes. C’est ainsi que selon la doctrine qu’ils professent des phénomènes tropicaux, ils insisteront soit sur les ressorts dynamiques, soit sur les causes massiques. Il ne fait toutefois de doute pour personne que l’inversion des alizés a plusieurs origines possibles et que les unes sont dynamiques et les autres massiques.

154Nous tenterons d’expliquer la sécheresse hivernale aux Grandes Antilles en envisageant successivement 4 séries de faits : 3 ont un caractère général, la présence de l’inversion des alizés, les phénomènes de divergence horizontale et les effets massiques de l’air polaire ; une est à caractère local, l’effet de foehn.

II. — L’INVERSION DES ALIZES

A) LE PROBLEME DE L’EXISTENCE DE L’INVERSION

155Il est nécessaire, pour clarifier la question, d’en préciser tout d’abord le contexte.

156Les alizés-vents d’Est, — easterlies — soufflent avec une grande régularité de direction. Tous les auteurs ont insisté là-dessus. A y regarder de plus près, et à la condition de substituer aux statistiques le bilan des dispositions vraies successives, on constate pourtant que ces directions sont assez variables à l’intérieur des quadrants N.-E., S. E., voire par dépressions bermudiennes, N.-W. Ceci pose la question de savoir si, par anticyclone continental américain, un air polaire arrivant du Nord sur La Havane est déjà un alizé. Il n’y a, en tout cas, aucune commune mesure entre un tel flux et l’alizé émis par l’anticyclone atlantique, surtout si celui-ci est très développé aux basses latitudes, et rabat sur les îles un air de S. E. Ce dernier sera beaucoup plus proche de l’advection australe que de l’air polaire direct. C’est dire que les directions alizéennes, finalement très variables selon la saison et, en période hivernale, selon le défilé des centres d’action mobiles, ne suggèrent pas l’unité couramment admise. A travers leur diversité, il y a celle de la structure. Quoi qu’il en soit, nous parlerons d’alizés pour désigner tous les flux qui recouvrent nos étiquettes massiques Pc, Pcd, Pmt, et Tm. De l’air tropical nous devons exclure dans cette perspective l’air équatorial ou austral que nous n’avions pas distingué dans la statistique de la première partie, et qui représente d’ailleurs assez peu de chose, sauf aux Petites Antilles.

157Dans le plan horizontal, l’alizé n’apparaît donc pas comme un fait simple. Il en est de même dans le plan vertical. La littérature géographique et météorologique emploie encore actuellement l’expression de contre-alizé pour désigner les vents d’Ouest qui surmontent le flux d’Est. Or, cette expression a, à l’origine, une valeur génétique précise, et ceci, dans le cadre de la théorie de la cheminée équatoriale34. Nous réserverons pour la suite la discussion concernant les liens possibles entre vents d’Est alizéens et vents d’Ouest d’altitude. Constatons simplement ici qu’au-dessus des alizés (dont l’épaisseur dépasse rarement 8 km d’après Genève35, bien que nos coupes de vent fassent apparaître des vents d’Est en été sur de plus grandes épaisseurs) les vents d’Ouest sont rattachés aux centres d’action d’altitude. Nous avons abondamment prouvé qu’ils sont liés à la dépression polaire et qu’ils constituent ainsi l’élément le plus extérieur de la circulation circumpolaire des latitudes moyennes. C’est ce que note Genève qui remarque que « le courant d’Ouest au-dessus de l’alizé n’est très souvent que la bordure équatoriale du grand courant circumpolaire »36. Ceci est vrai, mais d’ailleurs insuffisant. La circulation d’Ouest peut être en effet liée également à la face polaire de la crête chaude. En d’autres termes, les contre-alizés sont dus, soit au jet polaire dirigé par la dépression polaire, soit au jet tropical commandé par les hautes pressions d’altitude situées au Sud du système tempéré. Les vents d’Ouest les plus forts en hiver au-dessus des Grandes Antilles sont le fait de la circulation circumpolaire. Nous éliminerons au demeurant de notre exposé l’expression de contre-alizé et parlerons, comme nous l’avons fait jusqu’ici, de vents d’Ouest.

158La limite entre alizés et vents d’Ouest est beaucoup plus basse en moyenne en hiver qu’en été au-dessus de la Caraïbe. Ceci résulte de l’avancée hivernale de la circulation polaire vers le Sud et de son retrait estival jusqu’au-dessus des Grands Lacs. En été, le flux est d’Est sur une grande épaisseur. Ceci s’explique par la superposition au système alizéen proprement dit, de la circulation de la face équatoriale de la crête chaude d’altitude. La variation altitudinale de cette limite reste grande à l’intérieur des saisons et en particulier en hiver. Les coupes de vent que nous avons établies l’expriment et montrent qu’il y a accord avec le dynamisme des centres d’action. A la lisière orientale du système de vent d’un anticyclone mobile arrivant sur les îles, la circulation d’Est est provisoirement effacée (figures 104 à 109). Ceci tient à la courbure cyclonique de l’air qu’impose le talweg dans lequel se trouve le plus souvent le front froid.

159Or, une surface de discontinuité s’établit souvent à la limite des deux systèmes de circulation superposés. Nous y voyons une inversion des alizés. Mais elle n’apparaît pas que dans ce cas.

160R. Genève note que 1’« inversion ne constitue pas la limite supérieure du courant [alizéen] mais [qu’]elle se situe à l’intérieur de la couche d’alizé »37. Il est en effet possible qu’elle se place dans la masse des vents d’Est et non à leur limite avec les vents d’Ouest. Une telle surface pourra être d’aussi grande puissance que dans le cas précédent. Nous nous trouvons d’ailleurs ici devant un problème théorique nouveau. Si une inversion peut se produire indépendamment de la discontinuité séparant flux d’Est et d’Ouest d’altitude, rien n’empêche celle-ci de se maintenir. Le fait est que l’on constate assez souvent aux Antilles deux inversions simultanées38. On en trouve dans « Handbook of Meteorology », d’après Bergeron39 un bel exemple (figure 129). Notons bien qu’il s’agit de deux inversions des alizés. Il ne faut pas les confondre avec les deux tropopauses dont parle Wexler40, celles-ci correspondant à des niveaux plus élevés que ceux auxquels nous nous sommes arrêtés. Le dédoublement n’a que peu retenu l’attention des auteurs. Faisons-en pour l’instant abstraction nous-même et envisageons l’allure de « la » discontinuité des alizés.

161L’inversion des températures dans les alizés varie avec le temps et l’espace. Elle est beaucoup plus fréquente et plus marquée au-dessus de la Caraïbe en hiver qu’en été. Ce qui ne veut pas dire que dans ce dernier cas, son importance devienne insignifiante41. A l’intérieur d’une saison, de la saison sèche en particulier, la situation d’altitude de sa base peut beaucoup varier d’un jour à l’autre. Ce fait a été mis en évidence pour Saint-Thomas en avril 1938 dans « Caribbean Weather characteristics and methods of analysis »42. Nous le retrouverons pour d’autres stations. Par ailleurs, on sait, depuis H. V. Ficker, que l’inversion des alizés dans l’Atlantique tropical est, en moyenne annuelle, plus basse à l’Est qu’à l’Ouest. En particulier, alors que sa base se situe vers 500 m dans la région des Canaries, au maximum de subsidence anticyclonique, elle est aux alentours de 1 750 m sur les Petites Antilles et l’Est des Grandes, là où les phénomènes de convergence prennent de l’importance43. Nous n’insisterons pas sur les autres caractères classiques de l’inversion des alizés sur l’Atlantique. Ceux-ci sont bien étudiés et illustrés dans « Caribbean Weather… » et dans l’ouvrage de Riehl « Tropical Meteorology », 1954. Ce que nous voudrions par contre, c’est nous pencher maintenant sur le problème de sa formation. Pour cela, nous rappellerons tout d’abord la position des auteurs. Nous verrons ensuite quel parti en tirer dans les situations qui nous préoccupent.

162Pour Genève44 l’inversion résulte, à l’origine tout au moins, de la subsidence associée avec la bordure S.-E. des cellules anticycloniques tropicales. Notons que les Antilles peuvent être intéressées par cette disposition en régime anticyclonique mobile d’Ouest. M.-A. Garbell45 a envisagé le refroidissement par contact de l’air au-dessus des eaux de courants froids comme ceux des Canaries et de Benguela. Ce facteur possible de réalisation ou de contribution à la réalisation de l’inversion, ne peut être retenu aux Antilles.

163R.-G. Stone dans « Caribbean Weather… » rappelle, d’après V. Ficker46, que la turbulence dans les plus basses couches atmosphériques ne peut rendre compte de l’inversion, contrairement à ce qui avait été avancé. Il remarque entre autres, que la structure du courant au-dessus d’elle diffère fondamentalement de celle du dessous. Or, ce contraste ne pourrait pas être produit uniquement par la turbulence dans un courant originellement homogène. Il s’ensuit que l’inversion sépare plutôt deux masses d’air d’origine différente. Lorsqu’elle est située à la limite de la circulation d’Est alizéenne et d’Ouest susjacente, elle ne peut d’ailleurs s’expliquer autrement. Nous verrons qu’il est possible de maintenir ces vues à l’intérieur d’un flux d’Est.

164Dans « Handbook of Meteorology » où sont retenues inversions frontales et non frontales, ces dernières résultent d’un refroidissement à la base, de la turbulence ou de la subsidence47. L’inversion de subsidence en masse d’air initialement homogène ne souffre aucune discussion. Nous venons de voir que tous les auteurs ne sont pas d’accord sur le rôle de la turbulence (bien qu’il s’agisse peut-être davantage d’une divergence de vue sur l’ampleur du phénomène plutôt que sur sa nature). Reste le refroidissement à la base. Nous dissocions plus loin l’air radiatif de l’anticyclone pelliculaire de l’air froid susjacent. L’importance du processus et le système de circulation original qui en résulte nous y incitent. Il est évident, par contre, que les variations nocturnes du gradient de température dans les très basses couches du fait du rayonnement (phénomène que nous avons pu relever avec beaucoup de régularité à l’aérodrome international du Raizet en Guadeloupe), relèvent directement des vues présentées dans l’ouvrage cité.

165Pour Riehl48 la formation de l’inversion des alizés revient à un phénomène de subsidence dans les couches inférieures, corrélatif d’une convergence aux hauts niveaux (300 mb). L’exemple qu’il apporte à l’appui intéresse l’Est du Pacifique, au large de la Californie. Or, celui-ci, qui part de la superposition d’une onde à courbure cyclonique à 300 mb à la divergence anticyclonique plus bas, pourrait se rapporter au domaine antillais. Nous trouvons, en effet, dans les cas de poussées froides analysées précédemment, cette disposition entre le niveau de la mer et les surfaces 500 et 300 mb. L’air des couches superficielles acquiert un tourbillon anticyclonique, diverge et s’affaisse. Pour compenser cela, celui d’altitude prend un tourbillon cyclonique, converge et s’affaisse aussi. Ainsi l’exige l’appel d’air vers le bas résultant de la divergence aux plus bas niveaux. Cette vue générale présente un autre intérêt. Nous y trouvons une explication possible des liens qui unissent l’onde d’altitude du courant d’Ouest à son anticyclone pelliculaire et en particulier des liens dynamiques. Nous y faisions allusion plus haut lorsque nous pensions au « nourrissement » de l’anticyclone pelliculaire à partir de son courant directeur d’altitude.

166Laissant à part le cas particulier suggéré par Garbell, nous devons donc retenir deux explications conjointes de l’inversion des alizés. L’une est à caractère massique. Elle fait intervenir la superposition des masses d’air de qualités différentes. L’autre est de nature dynamique. Elle implique la subsidence. Ces deux processus se combinant souvent, nous ne les opposerons pas dans ce qui suit. Nous envisagerons une série de styles où ils interviennent plus ou moins intimement.

B) L’INVERSION DES ALIZES AU-DESSUS DES GRANDES ANTILLES HIVERNALES

167Ce que nous avons dit a un caractère général. Ce qui suit, bien que s’adressant aux Grandes Antilles, restera valable pour l’étude ultérieure de l’arc oriental.

1. — LA SUPERPOSITION DE DEUX MASSES D’AIR EST IMPLIQUEE SANS EQUIVOQUE DANS LA REALISATION DE L’INVERSION

168Nous retiendrons ce cas lorsque l’inversion, visible sur la courbe d’état, coïncidera avec un changement identique dans la valeur de la θ’W. et une modification dans la direction et la vitesse des vents.

169a) Premier style. — Sur le continent américain refroidi, Pc correspond à une masse d’air radiative. « Les couches les plus basses » y ont « les plus bas θ’W. ; il en résulte une croissance des θ’W. vers le haut et, par suite, une courbe de θ’W. inclinée vers la droite dans les basses couches »49. Or cette inclinaison répond à une inclinaison corrélative de la courbe de sondage. La masse d’air radiative pelliculaire offre donc, à partir du sol, une inversion. Elle se relève à Atlanta les 1^er, 2 et 3 février (figure 119), et à Miami le 3 février 1951 (figure 120). Le même jour, on la retrouve peu évoluée à La Havane (figure 121). La stabilité absolue est même établie sur le N.-W. de Cuba à partir du sol, sur plus de 4 km d’épaisseur (jusqu’à 570 mb) ; ceci grâce à la conjonction de l’air radiatif maintenu près du sol et d’un air plus chaud lié à l’onde à partir de 700 mb. Certes, l’inversion qui résulte de telles dispositions est à l’inversion des alizés, ce qu’est le vent froid de Nord sur Cuba à l’air tropical. Nous devions toutefois commencer par là puisque nous avons convenu que Pc porterait le nom d’alizé. Nous sommes en tout cas en présence du premier cas d’inversion impliquant la superposition de deux masses d’air, l’une liée à l’anticyclone pelliculaire froid, l’autre à l’onde du courant d’Ouest.

170b) Deuxième style. — L’inversion des alizés, typique cette fois, apparaît aux limites de deux masses d’air dans les cas suivants.

171Le 9 janvier 1951, on se trouve à La Havane, immédiatement après le passage du front de A3 ; la poussée froide s’installe dans les plus bas niveaux. Le R. S. de 0300 Tu (figure 117) montre une remarquable inversion des alizés entre 800 et 760 mb. Or, le crochet de la courbe d’état correspond à un crochet, ici de même sens, de la courbe θ’W. Cette disposition est caractéristique de la limite entre deux masses d’air50. La direction et la vitesse des vents viennent d’ailleurs le corroborer. Sous l’inversion, c’est-à-dire dans les 1.500 premiers mètres, les vents sont de N.-N. W. avec une vitesse de 20 nœuds en moyenne. Au-dessus d’elle, c’est-à-dire à partir de 700 mb, ils sont d’Ouest et jusqu’à 500 mb, se maintiennent à plus de 50 nœuds. Les deux masses d’air sont parfaitement caractérisées. La plus basse, qui est la plus froide, a une θ’W. allant de 10 à un peu plus de 12° ; la plus chaude a une θ’W. qui va de 14 à 16°. L’inversion des alizés est bien établie à la limite de deux masses d’air. La plus élevée correspond à la circulation du courant d’Ouest tandis que l’autre est le fait de l’anticyclone pelliculaire. Remarquons que la masse d’air de cet anticyclone n’est plus radiative comme elle devait l’être sur le continent. Le réchauffement à la base est intervenu suffisamment pour susciter un air convectif puisque la θ’W. décroit de bas en haut. 51

172A Swan Island, le 10 janvier 1951 (figure 130), au moment où la poussée froide de A3 apparaît, les conditions sont identiques dans l’ensemble, plus révélatrices dans le détail. Jusqu’à 820 mb la courbe d’état et la θ’W. diminuent au sein de l’air advectif. Le brusque appui vers la gauche de ces deux courbes entre 850 et 820 mb indique que c’est à ce niveau que s’est le mieux conservée une mince couche d’air froid. Cet air, plus bas, a connu un important réchauffement sur mer, insuffisant cependant pour que, jusqu’au sol, sa poussée n’ait pas été enregistrée. Nous retrouvons donc en plus accentué dans l’évolution, l’allure convective de la masse d’air de l’anticyclone polaire. Au-dessus, et provoquant l’inversion, c’est l’air plus chaud. Pour avoir une idée des températures comparées des deux masses d’air superposées, il faut choisir, d’une part, la θ’W. de la partie la mieux conservée de l’air froid, soit un peu moins de 12° à 820 mb, d’autre part, les 16° environ que l’on trouve aux alentours de 700 mb. Il est intéressant de constater que ces deux valeurs sont de l’ordre de celles que nous trouvions beaucoup plus au Nord, au-dessus de La Havane. Les masses d’air se sont donc bien conservées, et en particulier la partie de la masse froide jusqu’au niveau de laquelle le réchauffement marin n’est point ou que peu intervenu. Ce cas d’inversion des alizés à la limite de deux masses d’air est indiscutable, non seulement par la netteté du phénomène au-dessus de l’Ouest de Cuba, mais aussi par sa conservation jusqu’à la latitude de la Jamaïque. Il est en outre logique, en ce sens que l’inversion y est le fait d’une arrivée chaude au-dessus d’une masse froide.

2. — LA SUPERPOSITION DE DEUX MASSES D’AIR EST DISCUTABLE MALGRE LE MAINTIEN DE CERTAINS ELEMENTS DU CAS PRECEDENT

173Il arrive souvent, aux Grandes comme aux Petites Antilles, que l’inversion des alizés soit marquée par une saute de vent, en même temps que par un crochet de la courbe θ’W., conformément au cas du 7 janvier 1951, à La Havane (figure 117). Inversion, saute de vent, crochet de la « courbe bleue », voilà qui répète ce que nous venons de rencontrer, à une exception près. Alors que dans le cas précédent le crochet de la « courbe bleue » se faisait parallèlement à celui de la courbe d’état, il se fait ici, à l’opposé. En sorte que c’est dans le temps où la courbe du sondage montre un réchauffement de l’air que la θ’W. indique un refroidissement « massique ». Il faut bien dire qu’il y a là une difficulté de l’interprétation des R. S. du point de vue qui nous préoccupe. A reprendre ce qui se passe entre 1.000 et 600 mb, voilà comment les faits se présentent, si on interprète la « courbe bleue » conformément à l’analyse de Vialar.

174La masse d’air la plus chaude est au plus près du sol. L’autre, au-dessus, est nettement plus froide. D’après la courbe de sondage, par contre, la température de l’air est plus forte en altitude qu’aux plus basses couches. Comment lever la difficulté ? La cassure de la « courbe bleue » correspond à une variation du sens des vents. On peut donc admettre qu’elle maintient dans le cadre de la superposition de deux masses d’air (voir l’interprétation du sondage d’Aldergrove52, bien que celui-ci ne comporte pas le style envisagé ici). Cette situation, comme les précédentes d’ailleurs, répond en outre à la constatation qu’« il y a lieu de remarquer que l’atmosphère est constituée de plusieurs masses d’air de nature différente étagées en altitude [et que] par suite la courbe du sondage est formée de plusieurs tronçons présentant des allures générales différentes suivant les masses d’air auxquelles ils sont attachés »53. La difficulté que présente l’allure de ce sondage peut ainsi être levée de la façon suivante. La masse d’air inférieure de secteur E.-S. E. est convective, en accord avec le contact prolongé sur mer. La masse supérieure est subsidente ; froide et sèche, elle se réchauffe donc du fait de cette subsidence. Cette vue des choses s’appuie là encore sur l’opposition des directions de vents (encore que ce 7 janvier à La Havane il y ait un faible contraste dans leurs vitesses de part et d’autre de l’inversion). Mais on peut aussi admettre que l’on a affaire à une masse d’air unique qui a connu une évolution différentielle, avec subsidence en altitude et contact océanique dans les basses couches. L’exemple étudié ici s’oppose d’autant moins à cette seconde conception que, de part et d’autre de l’inversion, les vents sont de vitesses modestes et peu différentes.

3. — L’INVERSION DES ALIZES EST OBTENUE DANS UN FLUX SANS HIATUS SENSIBLE DANS LES VITESSES ET LES DIRECTIONS DE VENTS

175C’est ici que se place la remarque de Genève lorsqu’il souligne que l’inversion se situe au sein des alizés54.

176Le problème de l’inversion devient délicat, lorsque l’allure des courbes « bleue » et de sondage restant ce qu’elle était dans le type précédent, il y a homogénéité totale (le 14 février 1955 au Raizet en Guadeloupe) ou satisfaisante, dans la direction et la vitesse des vents, de part et d’autre de cette inversion.

177A reprendre le cas précédent, mais en flux d’Est à toutes les altitudes et à vitesses identiques, on se trouve en présence d’une « courbe bleue » qui milite en faveur de la diversification en deux masses d’air, la plus froide étant en altitude. Pourtant, les vents suggèrent l’homogénéité massique. On admettra donc, suivant les critères envisagés, soit la superposition de deux masses d’air, l’inférieure convective par réchauffement marin, la supérieure subsidente, soit la subsidence au sein d’un air homogène. Dans ce dernier cas « la divergence horizontale entraînant un affaissement des masses d’air au-dessus d’une certaine altitude, la convection est freinée dans les couches moyennes en subsidence, tandis qu’elle se développe normalement dans les basses couches »55. Cette dernière position nous ramène à la seconde option du style précédent. A San Juan, les 1^er, 2 et 3 février 1951 (figure 131), entre 1 000 et 700 mb, règne l’anticyclone atlantique. Il se signale par des vents d’Est de direction et de vitesse homogènes. C’est dans le temps où intervient la coulée froide à 500 mb56. Cette coulée, à en juger par l’allure des vents (sinon des températures) à 300 mb, se répercute à ce niveau, mais n’intervient pas dans la couche alizéenne. Or, à l’intérieur de ce flux alizéen homogène se situe une inversion très brutale le 1^er entre 850 et 800 mb, plus progressive en même temps que plus développée de 860 à 660 mb le 2 et de 850 à 700 le 3. Un exemple du même ordre est fourni à La Havane du 14 au 17 février 1951 et en particulier les 16 et 17. De 1 000 à 700 mb les vents sont d’Est, rigoureusement parallèles et de vitesses modérées homogènes. Or, à l’intérieur de ce flux s’opère une très nette inversion entre 850 et 700 mb. Nous noterions ainsi de nombreux cas de ce genre. Comment les interpréter ?

178Nous venons de voir qu’il était aléatoire de faire état de deux masses d’air superposées, et ceci, malgré l’allure de la « courbe bleue ». Une inversion de la courbe de sondage en air homogène implique normalement une « courbe bleue » ne variant pas de valeur au niveau du crochet de l’inversion, c’est-à-dire, suivant à peu près une adiabatique saturée. Interprétons cependant ce style d’abord de cette façon en nous appuyant sur les R. S. de début février 1951 à San Juan, puisqu’ils comportent une « courbe bleue » assez développée. Si les 1^er et 2 février, en particulier, l’inversion limite deux masses d’air, il faut admettre que la masse inférieure, contenue dans les 1.500 premiers mètres, est la plus chaude, qu’elle est convective, et que la masse d’air supérieure froide est sèche et subsidente.

179Mais si l’on convient de l’homogénéité de la masse d’air, il s’ensuit que l’on a affaire à une masse ((convective divergente d’évolution maritime »57 avec subsidence en haut, réchauffement en bas au contact de la mer.

180A la vérité ces interprétations ne comportent pas, du point de vue qui nous préoccupe en ce moment (existence et nature de l’inversion) d’incompatibilité. Que l’on adopte la stratification de deux masses d’air par advection et parallélisme des flux à l’arrivée sur les Antilles ou que l’on parte d’une couche modifiée à la base, le résultat reste le même : air divergent et subsident en altitude, convectif en bas, d’où inversion58.

181La difficulté interviendra lorsque nous voudrons connaître l’existence d’un éventuel refroidissement dû à une masse d’air à l’intérieur d’un flux alizéen, sans avoir d’autres possibilités pour le faire que de nous appuyer sur la « courbe bleue ». Il pourra nous arriver d’être tenté de considérer comme advection froide d’altitude ce qui sera divergence en air homogène.

182Certes, une réponse décisive à tout essai d’interprétation de la « courbe bleue » dans les cas délicats, ne peut être obtenue que là où est possible le rapprochement de son allure, avec les situations de surface fournies par les cartes synoptiques et les situations d’altitude. Mais l’objection que nous venons de formuler correspond à une intention bien précise. Delourme a cru détecter à l’arrivée sur les Guyanes de « l’air polaire » maintenu frais en altitude. C’est ce que nous tentons de retrouver aux Antilles dans une certaine forme d’onde de l’Est. Comme plusieurs milliers de kilomètres d’océan séparent ces îles de la source froide éventuelle, il ne nous reste guère que l’interprétation des R. S. antillais successifs. Comment, dans ces conditions, savoir si, sauf hiatus dans les vents, un fort appui vers la gauche de la « courbe bleue » d’un jour sur l’autre est dû à une arrivée froide d’altitude superposée à un flux chaud ? Comment ne pas admettre éventuellement, le maintien de l’air froid en altitude d’une masse d’air dont la base se serait réchauffée ou, plus simplement encore, un effet de subsidence sans égard à la qualité thermique de la source ?

183Nous nous trouvons donc, pour détecter en flux d’Est d’éventuelles traces froides telles que les admet Delourme, en présence de deux difficultés majeures : insuffisance du réseau synoptique et aussi identité possible des réactions de la « courbe bleue » pour des causes qui ne peuvent être confondues.

184Nous avons vu plus haut et nous verrons plus loin, comment tenter de lever — sans les résoudre d’ailleurs — ces difficultés59.

4 — LA SUPERPOSITION DE DEUX INVERSIONS

185Le cas a été relevé sur les îles du Nord. Les plus beaux exemples sont toutefois aux Petites Antilles (figure 132)60. Ce style n’est d’ailleurs pas particulier à l’hiver bien qu’il y trouve son maximum de développement.

186Quand l’anticyclone pelliculaire évolue vers l’Est, il se manifeste d’abord par les vents d’Ouest qui rompent en plein hiver, le plus souvent complètement, la circulation alizéenne. Ceux-ci sont surmontés par la circulation d’Ouest d’altitude. Puis, tandis que cette dernière se maintient, les vents liés à la circulation des hautes pressions pelliculaires passent au Nord. Il arrive ensuite un moment où le courant de Nord se propage bien au-delà du système de l’anticyclone, c’est-à-dire au sein même de la circulation générale d’Ouest. Nous avons, sur une grande épaisseur, un flux de Nord peu après le passage du front d’un anticyclone mobile quand, à l’écoulement de Nord de la face orientale de l’anticyclone, se superpose celui de la branche occidentale du V. de l’onde d’altitude. Puis on assiste au virement à N.-N. E., N. E., E.-N. E. des vents dans les plus basses couches. Ceci correspond à l’arrivée de l’air, cette fois sur la face Sud de l’anticyclone mobile. Ce courant, en même temps qu’il change de direction s’épaissit. Quant au système circumpolaire, après le passage de l’onde, il a repris sa direction d’Ouest. On a alors avec l’épaississement de la circulation de l’anticyclone mobile, le rejet en altitude d’un écoulement circumpolaire qui, antérieurement, a pu être proche du sol. Une telle disposition se présente au-dessus d’une station en fonction du temps. Elle apparaît, dans l’espace, d’une station occidentale (La Havane par exemple), à une station orientale (San Juan). A San Juan l’anticyclone est plus épais en moyenne qu’à La Havane et les vents qu’il dirige, de N. E. ou d’E.-N. E. plutôt que de N. ou de N.-N. E.

187Quand l’anticyclone s’épaissit au fur et à mesure qu’il glisse sur mer, c’est Pcd et Pmt qui apparaissent. On tend à avoir un air de plus en plus réchauffé et humidifié à la base. Mais l’anticyclone correspond par définition à une masse d’air subsidente. Son épaisseur suffisante peut ménager une circulation humide de basses couches puis une inversion entre cet air et la partie restée sèche et subsidente. Il y a alors une structure massique « convective divergente d’évolution maritime »61. Une nouvelle surface de discontinuité dans la courbe d’état peut apparaître au contact de l’air supérieur de l’anticyclone avec celui de la circulation d’altitude. Celle-ci peut être liée au flux d’Ouest circumpolaire ou au flux d’Ouest de la face polaire de la crête d’altitude, ou encore à la circulation méridienne résultant du tronçonnement de cette dernière.

188On arrive ainsi à comprendre des superpositions de couches d’air à gradients de température divers, à circulations différentes, et à possibilités de subsidences indépendantes les unes des autres. Ces superpositions se retrouvent dans les faits. Le 9 janvier 1951 à La Havane (figure 117) l’inversion située vers 800 mb est due à deux masses d’air (l’air de l’onde, celui de l’anticyclone mobile). A partir de ce moment va se dérouler l’évolution indiquée plus haut. Les vents d’Ouest remontent en altitude, tandis que le système de circulation lié à l’anticyclone pelliculaire change progressivement de direction, en même temps qu’il s’épaissit. C’est ainsi que le 12 les vents sont d’Est aux trois niveaux « standard » inférieurs : 1 000, 850 et 700 mb. Ils sont d’Ouest à partir de 500 mb, en direction de la haute troposphère. Cette évolution offre une phase intermédiaire intéressante le 11 (figure 117). Remarquons tout d’abord qu’à cette date, l’inversion du 9 subsiste au même niveau. Nous nous retrouvons toutefois dans la situation paradoxale relevée plus haut d’une courbe massique qui appuie en sens inverse de la courbe de sondage. Or, à 780 mb et au-delà, la masse d’air garde la physionomie qu’elle avait le 9. C’est celle qui a été préservée d’un réchauffement, qui s’est poursuivi dans la partie inférieure convective (à 1 000 mb, la θ’W. passe de 12°5 à près de 14°, à 850, de 10°3 à près de 14° également). Ainsi, la seule modification de la couche inférieure par convection au contact de la mer peut amener cette situation paradoxale d’un air froid mais subsident, maintenu en altitude au-dessus d’un air réchauffé mais humide. Il faut signaler aussi que le 11, et plus encore le 12, l’inversion se trouve incorporée à l’intérieur du système anticyclonique mobile. Il y a un véritable transfert de cette inversion, de la limite de deux systèmes de circulation où elle était, à l’intérieur du plus bas d’entre eux. L’impression est qu’elle a, une fois créée, un pouvoir conservatoire, quitte à ce que plus haut se répète ce qui l’a amenée. Le 11, elle se maintient dans un système de vents faibles. C’est le moment où les directions ont viré (elles sont alors d’E. à N. E.) entre 1 000 et 850 mb, tandis qu’à 700, le flux reste d’Ouest avec, toutefois, forte diminution des vitesses sur les jours précédents. L’inversion subsiste donc encore entre deux régimes de vents différents. Mais ils sont en voie d’homogénéisation (ce qui aboutira aux dispositions uniformes du lendemain). C’est entre 700 et 500 mb que se trouve reporté le contact entre la forte circulation d’Ouest et le système de l’anticyclone. Si de 500 à 300 mb les vents d’Ouest sont rapides, ils sont très faibles à 700. Et le fait est que l’on retrouve entre 700 et 500 mb un cisaillement intéressant du graphique des températures. En particulier les crochets situés dans le même sens, de la « courbe bleue » et de la courbe de sondage au-dessus de 550 mb, donnent à penser que nous avons-là la réédition du phénomène qui, le 9, se situait à 800 mb. La limite des masses d’air liées au jet d’altitude et à l’anticyclone suscite donc une nouvelle inversion.

C) CONCLUSION SUR L’INVERSION DES ALIZES

189Le problème de l’inversion des alizés n’est pas simple. Mais ce qu’il importe finalement, c’est de constater l’importance de cette inversion sur les Grandes Antilles hivernales, par la fréquence du phénomène, son intensité et la possibilité de son dédoublement. Or, dans tous les cas, une convergence puissante pourra finir par détruire de telles zones de blocage en favorisant l’ascendance génératrice des pluies. Et en hiver, sur les Grandes Antilles, cette convergence est maximale au passage des fronts ou des lignes de discontinuité. La succession des R. S. montre qu’à l’arrivée de tels phénomènes, l’inversion saute, l’humidité s’accroissant sur une grande épaisseur. Après quoi, en accord avec l’anticyclone pelliculaire post-frontal et son onde, elle se rétablit.

III. — LA DIVERGENCE HORIZONTALE

190I. Eaker note qu’en météorologie les termes convergence et divergence sont associés respectivement avec ascendance et subsidence mais qu’en fait les premiers sont souvent incorrectement employés à la place des seconds62. Quoi qu’il en soit, il estime qu’au-dessous de 6 500 m, en général, la convergence indiquera de l’ascendance et la divergence de la subsidence. Ce qui nous autorise à la confusion des termes pour la plupart des manifestations de ce genre, comprises sous 500 mb. L’auteur note également que la convergence et la divergence horizontales sont souvent identifiées avec la convergence et la divergence. Or celles-ci ont une valeur tri-dimensionnelle que n’impliquent pas forcément les autres. C’est ainsi qu’une colonne d’air à forte convergence horizontale pourra ne pas être à convergence tridimensionnelle si l’air s’écoule hors du sommet, en divergeant assez rapidement. Le fait est que l’ascendance n’aura pas le temps de se développer sur une distance verticale suffisante pour que les phénomènes pluviométriques se réalisent. Or, les météorologistes de la Caraïbe font grand cas de la divergence et de la convergence horizontales dans l’analyse et la prévision du temps. Nous allons nous-même en tirer parti pour l’étude de trois styles de divergence. Est-ce à dire que cette position soit à critiquer dans le sens où l’entend Eaker ? Non, car dans ces trois cas, dans deux en particulier, la divergence horizontale correspond à des dispositions puissantes et qui impliquent une forte couche d’atmosphère63. La divergence horizontale, ou si l’on veut encore la diffluence, est en effet si forte ici, que les variations longitudinales de vitesse, d’ailleurs très faibles, ne peuvent pas compenser le manque d’air vers l’aval. On peut donc affirmer sûrement que cette diffluence du courant entraîne la divergence au sens strict du terme.

191Sur le domaine antillais et l’océan Atlantique s’ajoutent, à la subsidence et à la divergence auxquelles nous avons dû faire allusion pour les anticyclones, des phénomènes du même ordre mais plus limités, et que l’on pourrait appeler régionaux. En ce sens nous envisagerons successivement la divergence liée à la position méridionale des anticyclones, celle qui est due à la présence de fortes dépressions atlantiques et enfin celle, moins importante, qui apparaît à l’avant des fronts en déplacement vers l’Est.

A) LA DIVERGENCE, CONSEQUENCE DE LA MERIDIONALITE DES ANTICYCLONES

192R.-G. Stone64 note que les alizés caraïbes peuvent être assimilés à un « delta » du flux issu de l’anticyclone des Açores (figure 133). Ce flux part d’un lieu à fort contrôle dynamique et va vers une région où il est beaucoup plus lâche. La force de Coriolis (ou géostrophique) devient alors faible à cause de la basse latitude et du fait du médiocre gradient de pression. L’anticyclone atlantique subit cette influence. Celui, particulièrement développé, du 24 décembre 1933, (figure 49) en offre un bon exemple. La divergence horizontale y est nette entre le 20° et le 50° méridien. Une divergence du même ordre s’établit plus à l’W., au-dessus des Grandes Antilles. A partir d’Hispaniola, une partie du flux se dirige vers le Panama tandis que l’autre remonte sur les U. S. A. par la mer du Golfe. Cette disposition se retrouve sur la face méridionale des anticyclones mobiles américains. Le phénomène sera d’autant plus accentué que ceux-ci glisseront davantage vers les basses latitudes avant d’évoluer sur l’Atlantique. La divergence ainsi réalisée est nette le 18 février 1938, le 1^er mars 1931, etc. (figures 51, 52, etc.).

B) LA DIVERGENCE DUE A LA PRESENCE DE FORTES DEPRESSIONS ATLANTIQUES

193Nous avons eu précédemment à tenir compte de cette influence possible pour l’appréciation des effets massiques. Il s’agit d’une divergence puissante au débouché équatorial de la branche occidentale d’un système de circulation méridienne. Là aussi le flux débouche dans la zone tropicale en « delta » (figure 133). Une partie s’enroule vers l’Ouest autour de l’anticyclone, une autre, vers l’Est autour de la dépression. Mais dans ce cas également le lien qui unit aux latitudes moyennes et polaires flux et isobares se relâche, en sorte qu’à la divergence majeure se surimpose celle que nous notions à l’instant.

194Or ces dispositions ont une extrême importance. Nous savons qu’en fin de saison hivernale, au moment où la sécheresse est maximale aussi bien aux Petites qu’aux Grandes Antilles, on les trouve fréquemment. Nous les rendons responsables de l’aggravation d’une aridité dont l’anticyclone continental a sa part, à ce moment encore, mais a eu la part plus grande de décembre à février. Il faut noter d’ailleurs que l’organisme américain gagne loin vers le Sud, bloqué qu’il est par la dépression. La sécheresse accentuée de fin de saison hivernale est donc finalement le fait de la divergence de l’anticyclone et de la dépression ; l’effet massique lié à la nature polaire des hautes pressions se maintenant également.

195Sans aller jusqu’aux dépressions majeures, on peut dire que toute perturbation cyclonique insérée dans le flux alizéen peut provoquer de la divergence et de la subsidence. C’est une disposition que l’on retrouve en été avec les cyclones tropicaux et les ondes de l’Est. Quand il s’agit d’une perturbation circulaire (dépression hivernale née sur un front polaire ou cyclone tropical), la divergence se réalise à l’avant. Les basses pressions rabattent alors une partie des alizés vers le Sud tandis que l’autre reste sous le contrôle de l’anticyclone. Le beau temps qui règne à l’occasion, grâce aux hurricanes, n’a pas d’autres raisons.

C) LA DIVERGENCE PREFRONTALE (figure 133)

196On constate très souvent l’absence totale de pluies peu avant le passage d’un front ou d’une ligne de discontinuité. Il s’agit d’un effet de divergence horizontale. C’est un fait limité dans l’espace et dans le temps. A l’avant du front, une partie du flux dirigé par l’anticyclone atlantique remonte vers les hautes latitudes tandis que l’autre poursuit en direction du Sud. Cette disposition est nette le 28 novembre 1938 à l’Ouest du 50° méridien et de part et d’autre du 25^e parallèle (figure 54). Si le front s’efface, il subsiste une ligne de discontinuité. A l’Est de cette ligne se maintient, à un certain endroit, la divergence.

D) CONCLUSION SUR LA DIVERGENCE

197Ces exemples de divergence horizontale (ou diffluence) que nous considérons ici comme des réactifs de divergence tridimensionnelle, (donc liée à une subsidence), s’ajoutent à un processus du même ordre inhérent à tout anticyclone. Ainsi, si l’inversion des alizés est due à la superposition massique hivernale, elle est due aussi à l’existence des anticyclones aux latitudes subtropicales qui portent en eux le mécanisme dynamique de la subsidence. Elle doit, de même, à l’effet de latitude qui supprime ou du moins relâche fortement le lien entre isobares et flux atmosphérique, à la présence d’auges barométriques atlantiques, fréquentes en fin de saison hivernale et, de façon plus modeste, aux perturbations, frontales ou autres.

IV. — LES EFFETS DE L’AIR POLAIRE DANS LES TRES BASSES COUCHES (figures 111 et 112 ; 134, 135 et 137)

198Est-ce à dire que la sécheresse hivernale ne se manifeste sur les îles que par l’intermédiaire des inversions d’alizé ? évidemment non. Cette sécheresse est en effet détectable au plus près du niveau de la mer. Pour juger de ses manifestations au contact même du domaine « géographique », reprenons le cadre des anticyclones mobiles d’Ouest.

199Rappelons tout d’abord les résultats acquis. Les anticyclones se signalent sur les îles par leur air froid et, en altitude, par une subsidence accentuée de facteurs extérieurs parmi lesquels l’effet permanent de latitude. Or, c’est parce qu’ils insufflent un air froid continental et subsident qu’ils interviennent dans le sens de l’aridité, et ceci, même pour les manifestations les plus proches du sol.

200Nous allons voir la situation résultant, « au vent » et « sous le vent » des îles (afin de dissocier pour l’instant ce qui nous préoccupe, de l’effet de foehn), d’un air dont la sécheresse dans les plus basses couches, est acquise avant l’arrivée sur les Grandes Antilles. Ceci préserve la notion de masse d’air, celle-ci intervenant sur son point d’application avec ses caractères antérieurs. Nous admettons que cette sécheresse vient à la fois de l’origine géographique continentale du flux et de sa nature divergente. Mais un problème se pose. Nous savons que dans les basses couches, le réchauffement marin est indiscutable et leur procure un air convectif. Comment concilier la nature convective, corrélative d’une certaine humidité, avec l’effet de divergence que nous admettons jusqu’au niveau 0 ? Après avoir décrit les faits, c’est de ce point que nous discuterons.

201Immédiatement après le passage du front froid, c’est-à-dire après l’accroissement momentané de l’humidité atmosphérique liée à ce phénomène, l’asséchement de l’air devient maximal en surface. Les îles se trouvent alors en régime de Nord. Ce n’est pas pour autant à un effet de foehn que nous avons affaire, car cet asséchement est général. C’est même « au vent » de Cuba que, sous de telles conditions, nous le relevons parmi les plus forts !

202La situation est liée à la nature subsidente et continentale de l’air froid distribué par l’anticyclone pelliculaire américain. La preuve en est donnée dans le fait que, dès le continent, apparaît ce caractère. A Miami, les 9, 17 et 26 janvier 1951 et, de façon particulièrement démonstrative le 8 février, c’est après le passage du front froid, qu’en régime de Nord pur s’établit la poussée maximale d’air sec. A La Havane, les dispositions sont identiques et convaincantes. On les trouve ainsi les 9 et 26 janvier, mais aussi les 4 et 8 février. A Clarence Town le fort asséchement connu entre les passages de A3 et A4 procède du même phénomène. Il en est de même aux îles Turks le 11 janvier, après le léger surcroît d’humidité du 10 (voir figures 111 et 112).

203Or, toutes ces stations sont « au vent ». C’est dire qu’elles reçoivent une masse d’air dont la qualité est liée à la nature de sa source, à la fois anticyclonique et continentale, et non à une modification locale ultime du fait du relief. Une telle disposition se retrouve aux latitudes plus méridionales. L’exemple de Swan Island est démonstratif à ce sujet. Les profils de température au sol des première et troisième poussées froides de janvier 1951 (figure 111) montrent que la station est non seulement sensible à l’abaissement des températures, mais aussi à la diminution de l’humidité atmosphérique. Le fait apparaît après le passage des fronts de A3 et de A6, soit le 10 et le 26. C’est en outre à la forte poussée méridienne froide de Nord due à A7 qu’il faut attribuer l’asséchement de l’air du 5 février (écart de 10° F entre Td et T) (figure 137). Ce cas est très intéressant en ce sens que deux jours plus tôt, immédiatement avant le front, en régime de Sud, la saturation était obtenue. Le passage de l’île, de l’air atlantique humide préfrontal à l’air continental sec postfrontal, est même l’un des plus brutaux que nous puissions relever durant notre période de référence. Nous retrouvons également la régression de l’humidité après le passage d’un front, le 9, le 18 et le 24 février (figure 137). Le 24, après la quasi saturation de la veille, l’écart entre Td et T est appréciable. Le témoignage de Swan Island est donc précieux. Il montre que les influences continentales américaines arrivent jusqu’à la latitude de la Jamaïque, aussi bien en ce qui concerne l’hygrométrie de l’air que ses températures.

204Une remarque s’impose. Les valeurs de l’humidité considérées ici sont prises au niveau de la mer. Les corrélations apparues sur de grandes distances entre Miami-La Havane et Swan Island montrent donc la puissance d’un fait à caractère général : l’advection froide et sèche des plus basses couches. Certes, lorsqu’il arrive à la latitude de Swan Island, l’air est plus humide qu’à son débouché du continent. Il suffit pour s’en convaincre de comparer des situations corrélatives. Lors de la première vague de froid de janvier, l’écart entre Td et T est de 12° F à Miami, 20° F à La Havane et de 10° F à Swan Island ; lors de la troisième, il est de 7° F à Miami, 13° F à La Havane et 6° F à Swan Island. Les différences ne sont cependant pas considérables, principalement entre Miami et Swan Island. En outre nous avons relevé en février sur cette dernière île, des écarts qui indiquent que le pouvoir asséchant d’un air continental peut se manifester très solidement jusque là. Il semble qu’il faille, pour qu’il en soit ainsi, que les vents se maintiennent à vitesse respectable. Tel paraît être le sens de la forte poussée sèche du 5 février. Dans ce cas, en effet, les vents ayant parcouru un espace océanique rapidement, n’ont guère eu le temps d’emmagasiner de l’humidité dans les basses couches, malgré l’augmentation de l’évaporation que leur vitesse même tend à provoquer. De toute façon et quelles que puissent être les conditions particulières, un fait fondamental se dégage : le rôle du parcours maritime méridien reste relativement restreint à l’égard des phénomènes d’assèchement de l’air liés aux anticyclones pelliculaires jusqu’à la latitude de la Jamaïque. Il en est ainsi malgré l’évolution convective. Ce point est d’une importance considérable. Il permet en effet de comprendre pourquoi, en hiver, la Jamaïque (comme Cuba-Hispaniola, et même l’ensemble des Grandes Antilles) a des pluies extrêmement limitées, bien que cette grande île soit placée au milieu des eaux chaudes de la Caraïbe.

205Miami, La Havane, Swan Island sont des stations occidentales que l’on peut considérer comme étant « au vent ». Les effets que l’on y note se maintiennent-ils, dans les mêmes conditions, à l’Est des Grandes Antilles ? on peut répondre par l’affirmative en se basant sur San Juan et les îles Turks. Les faits notés à l’Ouest se retrouvent le 12 janvier sur la capitale porto ricaine où s’établit un écart de 10° F entre Td et T, contre 7° F la veille. Dans le même ordre d’idée, A4 intervient les 18 et 19 janvier. En février, c’est à la circulation de A9 qu’il faut attribuer l’assèchement massif de l’air aux îles Turks le 13 et à San Juan le 14 (avec des écarts entre Td et T de 15° F dans le premier cas, 16° F dans le second) (figures 111 et 112).

206Les effets asséchants des anticyclones pelliculaires se manifestent donc d’Ouest en Est et du Nord au Sud au niveau de la mer, sur l’ensemble des Grandes Antilles « au vent ». Or, il en est de même « sous le vent ». Nous retrouvons des dispositions du même ordre que précédemment à Guantanamo et Kingston en particulier.

207Le fait de relever cette sècheresse « au vent » comme « sous le vent des îles » indique donc qu’il ne peut s’agir d’un effet local de foehn mais bien d’un évènement à caractère général. Ce qui ne veut pas dire que l’effet de foehn ne vienne pas se surimposer à cette situation, comme nous allons le voir bientôt.

208L’intervention générale est due à la continentalité de la masse d’air froide et à sa subsidence. Celle-ci est signée par les inversions en altitude et, au niveau du sol, par les poussées de sècheresse des anticyclones. Or, une difficulté surgit, que nous notions plus haut, en nous demandant comment cette manifestation de la divergence génératrice de sécheresse dans les plus basses couches peut se concilier avec la nature convective de l’air liée au rôle réchauffant et humidifiant de la mer. Le fait est que nous nous trouvons en présence de l’un de ces problèmes qui montrent toute la complexité de l’atmosphère, où les phénomènes tantôt s’ajoutent, tantôt se retranchent, sans qu’il soit toujours possible d’en faire la part isolément.

209Un premier élément de réponse est contenu dans ce qui vient d’être dit à propos de Swan Island. L’état atmosphérique des basses couches, est hérité des conditions continentales et des divers processus de divergence, malgré l’épisode océanique. Les effets asséchants tels qu’ils apparaissent sur leur lieu d’application sont donc le résultat algébrique des qualités de sécheresse de l’air, acquises depuis plus ou moins longtemps, et d’une humidité très incomplètement évoluée. Il faut ainsi admettre une évolution convective que traduit généralement la régression de la θ’W. avec l’altitude, en même temps que le maintient d’une relique continentale et subsidente signalée par le fort assèchement maintenu au plus bas. « La courbe d’état, très voisine de celle de la θ’W. dans le cas de masses d’air maritimes très humides s’écarte de cette dernière dans le cas de masses d’air continentales peu chargées en humidité »65. Le fait est que bien des R. S. d’hiver aux Antilles offrent l’allure du sondage 5.13 p. 111 dans Vialar. Ils sont du type convectif divergent d’évolution continentale, et non du type convectif divergent d’évolution maritime avec rapprochement et parallélisme des courbes « bleue » et de sondage dans les bas niveaux.

210De ce point de vue encore, les Antilles hivernales connaissent dans les plus basses couches un héritage direct (bien que retouché par l’Océan et la divergence au sein des anticyclones ou en bordure des dépressions) des masses d’air élaborées sur le continent. L’observation, même succincte, des courbes de R. S. dans les niveaux inférieurs en convainct. On trouve souvent entre 1 000 mb et l’inversion par anticyclone d’Ouest ou intervention d’une dépression centre-atlantique, les profils de la figure 134 conjuguant les courbes « bleue », de sondage et des points de rosée. Une telle disposition sur les stations « au vent » des îles rappelle celle qui résulte des effets de foehn de l’autre côté. Les lieux d’observation bien exposés et très maritimes de San Juan et Swan Island l’illustrent parfaitement.

211A San Juan, les 14, 15, 16, 20 et 21 février 1951, par vents de N.-N. E., l’atmosphère est plus humide à 850 qu’à 1 000 mb. Dans le premier cas, la saturation est presque obtenue au plus haut niveau (figure 135) ; l’assèchement de l’air est par contre important plus bas. Du 14 au 16, c’est l’anticyclone A9 qui intervient et les 20 et 21, A10. Il faut ajouter, pour A9, l’effet de divergence réalisé par la présence au N.-E. de Porto Rico et à l’Est de l’anticyclone, d’une puissante dépression.

212A Swan Island, en janvier 1951, ce type de sondage (figures 130 et 135) se dessine entre 850 et 1 000 mb du 5 au 8, du 9 au 12, le 17 et le 27. On le retrouve les 5 et 6 février. Du 5 au 8 janvier, outre A2 et l’effet divergent de la latitude, intervient une dépression centrée au N.-E. des Antilles. Le 6, au niveau de la mer, le flux de N.-N.E. se partage en deux branches. L’une poursuit vers le S.-W. en accord avec les hautes pressions de A2, l’autre vers le S.-E. grâce à la dépression tropicale. Dans tous les autres cas, l’assèchement des très basses couches est le fait du refroidissement massique et de la divergence attachée à l’anticyclone mobile et à la latitude.

213En somme, si, au niveau de la mer, la sécheresse dépend de l’effet dynamique de divergence, elle procède également du continent. Il y a là un phénomène aussi indiscutable qu’il l’était pour les tempéra tures. Une preuve supplémentaire en est donnée par le fait que l’aridité hivernale, très marquée sur Cuba et la Jamaïque, est en accord avec l’importance statistique de Pc et de Pcd.

V. — L’EFFET DE FOEHN (figures 111 et 112, 136-137-138 et 139)

A) LES ELEMENTS DE LA QUESTION

214Il pleut davantage sur les Grandes Antilles hivernales, au Nord des îles qu’au Sud. L’effet de foehn est invoqué à ce sujet par les auteurs (Marrero d’après Millas pour Cuba)66. Pourtant, là encore, la situation n’est pas aussi simple qu’il y paraît. C’est par air de N.-N. E. que l’on doit s’attendre à l’aridité des façades caraïbes. Or, ce flux arrive le plus souvent sec, indépendamment de toute intervention orographique. Comment détecter alors un effet local d’assèchement dans son sein ? Certes, et c’est un phénomène avec lequel il faudra compter pour expliquer la dissymétrie pluviométrique, la détente joue certainement « au vent », tandis que, de l’autre côté, intervient une compression. Faut-il encore que l’ascendance du flux arrivant des centres d’action subtropicaux se fasse, au moins pour partie. Or, il est difficile à l’air de la couche humide située sous l’inversion des alizés, de passer au-dessus d’une barrière de l’ordre de celle des Montagnes Bleues jamaïcaines, des hauts reliefs d’Hispaniola et de la sierra Maestra. En effet, cette inversion qui tend, sous certaines conditions que nous avons vues, à s’effacer du fait de l’ascendance orographique67, doit bloquer logiquement cette dernière. On se trouve souvent, pour les basses couches des façades septentrionales, dans la situation décrite par P. Queney68, surtout si les masses montagneuses ont une certaine largeur, ce qui est le cas ici. La tendance de l’air frappant le Nord des îles sera donc plutôt de contourner le relief en le laissant sur la droite que de passer par-dessus, donc d’y provoquer l’effet de foehn classique. La dissymétrie pluviométrique, par contre, se maintiendra à cause d’une direction des vents, perpendiculaire aux façades Nord, et parallèle aux façades Sud. Il est vrai que, par régime d’anticyclones mobiles, ces conditions ne sont même pas systématiques, le Nord des îles pouvant être plus sec que le Sud.

215Quoi qu’il en soit, le relief montagneux intervient normalement sur la dissymétrie pluviométrique, qu’il agisse dans le sens de la déviation verticale ou de la déviation horizontale du flux N.-N. E.. Bien que cette constatation note pas la difficulté préalable d’un effet réalisé en air initialement sec, tentons donc de rechercher les conséquences d’une telle situation dans le plan vertical. D’une façon plus générale, essayons de préciser le rôle d’abri que joue ce relief à l’égard d’un courant qui l’escalade, au moins partiellement, en arrivant des latitudes septentrionales.

216L’effet de foehn résulte du cheminement d’un flux perpendiculaire à un axe montagneux. Il correspond aux effets thermodynamiques de descente de l’air « sous le vent » d’un relief à partir des crêtes. Il doit introduire dans l’atmosphère une dissymétrie pluviométrique et un contraste des degrés hygrométriques. Il provoque un réchauffement sur les versants abrités. L’effet de foehn ne sera saisi dans sa réalité que dans la mesure où un R. S. « sous le vent » se présentera plus humide, voire saturé, en altitude qu’au plus près du sol. Que l’air en mouvement réagisse d’ailleurs dans le plan vertical ou que la masse montagneuse soit une barrière brutale, il s’agit toujours, aux Grandes Antilles, de l’intervention d’un flux de N.-N. E. sur un relief étiré d’W. en E. Ce flux s’établit en premier lieu au cours du défilé d’anticyclones pelliculaires (Pc, Pcd, Pmt). Il est aussi en accord avec l’air tropical maritime issu d’un anticyclone atlantique placé suffisamment haut en latitude. Dans ce dernier cas, l’air n’a pas une trajectoire perpendiculaire aux reliefs. Il peut se produire toutefois que Tm arrive par le Nord, en accord avec l’intervention d’une dépression alizéenne située au Nord des îles. Cette dépression rabat vers le Sud le flux d’E.-N. E. qui était normalement destiné à remonter vers les hautes latitudes sur le bord occidental de l’anticyclone subtropical. Si la perturbation est au Sud des Antilles, elle attirera de même un air passant par dessus les reliefs dans le sens méridien. Théoriquement il y a là les conditions optima parce que les plus proches du véritable foehn : d’un côté l’anticyclone émissif et de l’autre la dépression aspiratrice. En fait, il semble qu’il soit difficile, dans ce cas, d’isoler, au moins pour un temps, l’effet de foehn d’une subsidence liée à la divergence réalisée à l’avant de la perturbation en marche vers l’Ouest et passant en mer Caraïbe.

217Essayons d’éclairer les faits à la faveur de ce qui précède, en analysant les réactions de Santo-Domingo et surtout de Guantanamo et Kingston. Une difficulté réside dans le fait que ni Guantanamo, ni Santo-Domingo, ne sont au pied méridional de forts reliefs. Il n’en est pas de même pour Kingston, station pour laquelle nous ne disposerons toutefois, en dehors du point de rosée et de la température de l’air au sol, que des vents en altitude. Nous verrons successivement le rôle d’abri des montagnes de l’Est jamaïcain à l’égard de Kingston, le problème de l’effet de foehn par forte advection polaire sèche puis par arrivée humide de même direction en Tm. Nous envisagerons enfin la question des dissymétries de l’humidité atmosphérique au passage d’un front.

B) L’EFFET DU RELIEF MONTAGNEUX A KINGSTON

218Kingston est en moyenne, d’après des documents comparables à ceux dont nous disposons pour Guantanamo et Santo Domingo, la plus sèche des trois stations « sous le vent ». On y trouve l’écart habituellement le plus grand entre la température de l’air et celle du point de rosée. La capitale jamaïcaine présente corrélativement la tendance aux valeurs thermométriques les plus élevées. Voilà qui milite en faveur de l’effet de foehn et, d’une façon plus générale, quels qu’en soient les processus dans le détail, du rôle d’abri joué par les hauts reliefs. Ce rôle peut être mis en évidence par l’analyse des vents. A Kingston, l’intervention des montagnes Bleues est nette sur les courants dominants de N.-N. E. à E.-N. E.. Ceux-ci, bien ordonnés en direction à Swan Island (figure 137) (latitude de la capitale jamaïcaine) et à Guantanamo (figure 136) (même longitude), y sont en effet anarchiques (figure 138). Le rôle d’abri est signé en outre sur la station de référence par la chute des vitesses. Du 1^er au 7 janvier 1951 à Swan Island, et jusqu’à 4000 pieds, les vents sont assez rapides et réguliers, le plus souvent d’Est à E.-N. E. C’est à un ensemble du même ordre que l’on a alors affaire au-dessus de Guantanamo. Or, à Kingston, rien de tel. Les vitesses sont beaucoup plus faibles et les directions sans harmonie, sauf au niveau de la mer où règne une brise de terre, (les renseignements sont ceux de 0 300 Tu, environ 22 heures la veille au soir au Soleil). Si les 8 et 9 au S.-E. de la Jamaïque les vents de Nord sont ordonnés en altitude, la situation est quand même moins homogène qu’à Swan Island. Surtout, là encore, les vitesses sont briséees. Nous pouvons multiplier de tels exemples. Ils aboutissent tous aux mêmes tendances. Ainsi en est-il du 12 au 14 janvier, du 17 à la fin du mois et presque toujours en février 1951. Dans ce dernier cas l’anarchie des directions et la médiocrité des vitesses sur Kingston s’opposent, sauf dans les premiers jours, à la très belle simplicité des flux et à leur vigueur au-dessus de Swan Island.

219Le système montagneux de l’Est jamaïcain soustrait donc Kingston à la puissante advection hivernale de N.-N. E. à E.-N. E., (ce qui n’est pas le cas à Guantanamo). On peut en déduire qu’ici l’assèchement est plus le fait d’un effet privatif des montagnes à l’égard de la circulation générale que de l’altération de celle-ci par ascendance « au vent » et compression « sous le vent ». Ainsi, si en hiver, la façade N.-E. des montagnes Bleues connaît des pluies et le Sud la sècheresse, cela semble être plus à cause d’une déviation horizontale du flux que d’un passage par-dessus la montagne. Il est vrai que l’on peut considérer aussi l’anarchie des directions à Kingston comme une turbulence corrélative de l’effet classique de foehn69. Quel que soit le choix final, le fait fondamental demeure. La montagne joue un rôle puissant sur l’assèchement et le réchauffement du S.-E. de la Jamaïque. Ce cas est donc démonstratif de l’intervention habituelle d’un relief, c’est-à-dire d’un facteur local à caractère géographique.

C) LE PROBLEME DE L’EFFET DE FOEHN PAR ARRIVEE D’UNE ADVECTION POLAIRE SECHE

220Envisageons tout d’abord les îles Turks, Puerto-Plata et Santo-Domingo (situés à peu près sur le même méridien), par régime anticyclonique d’Ouest, entre le 7 et le 20 janvier 1951 (figure 111). Les trois stations connaissent des vents généraux de N.-E. On devrait relever a priori, c’est-à-dire abstraction faite de conditions atmosphériques spéciales, une température moyenne plus forte à Puerto-Plata qu’aux îles Turks et à Santo-Domingo qu’à Puerto-Plata. Or, si la courbe T de Santo-Domingo est, en général, plus élevée qu’à Puerto-Plata, la température de l’air est le plus souvent supérieure aux îles Turks à ce qu’elle est sur cette dernière station. Toujours mises à part des conditions spéciales, on devrait avoir une humidité atmosphérique plus grande, ou du moins identique, à Puerto-Plata qu’aux Turks, et plus grande à Puerto-Plata qu’à Santo-Domingo. Or, l’écart entre les températures du thermomètre sec et du point de rosée au niveau du sol, est en général le plus fort aux îles Turks, où l’air est le plus sec, et le plus restreint à Santo-Domingo, où l’air est le plus humide et en particulier souvent plus humide qu’à Puerto-Plata ! D’autres paradoxes peuvent être encore relevés. Entre le 9 et le 14 janvier 1951 la courbe des températures indique des valeurs plus fortes à Clarence Town qu’à Guantanamo, pourtant plus méridionale et « sous le vent » d’une île. Surtout, l’air de la Bahama est beaucoup plus sec que celui de la localité cubaine. En outre, nous ne trouvons pas au sol, entre les 7 et 20 puis le 24 et le 30 janvier 1951, un air plus sec que celui relevé le 9 à La Havane, donc « au vent ». Au moment des arrivées froides par anticyclones pelliculaires, c’est même à La Havane que le degré hygrométrique de l’air tombe au plus bas, plus bas que dans les périodes corrélatives de Guantanamo. Dans le même ordre d’idée on peut noter, par fort apport polaire continental, du 1^er au 18 janvier 1956, une plus grande sècheresse de l’air dans les très basses couches au-dessus de stations non abritées comme La Havane et Swan Island qu’au-dessus de Kingston. Il apparaît donc nécessaire de faire intervenir dans ces cas, par delà un effet local du relief, un facteur antagoniste et à caractère plus général.

221Les anticyclones froids hivernaux donnent sur les Antilles des vents qui, par leurs directions sont les plus susceptibles d’apporter une dissymétrie de l’humidité, conforme à la théorie de l’effet de foehn. Ils arrivent cependant avec des conditions de sècheresse acquises, liées à la subsidence et à la nature continentale de l’air. Et c’est cette sècheresse inhérente aux anticyclones qui constitue le facteur général venant modifier l’effet de foehn jusqu’à l’antagonisme. A partir de là, deux cas peuvent se présenter.

222Dans le premier, le plus courant, les conditions générales interviennent au Nord et au Sud des îles ; dans le second elles semblent n’intervenir qu’au Nord. Dans les deux cas, la dissymétrie inverse est assurée ; L’arrivée sèche qui se présente le 9 janvier 1951 (figure 111) à Miami et à La Havane, se retrouve le 10 à Guantanamo. A Kingston, après le passage de la ligne de discontinuité de A4 c’est, le 18 janvier, une poussée d’air sec qui se manifeste. S’il est plausible d’admettre ici un certain effet du relief, il ne saurait être question que de cela, puisque, le même jour cet assèchement est à Guantanamo et la veille et l’avant-veille à La Havane et à Miami. Nous retrouvons donc « sous le vent » comme « au vent » des îles, l’effet de l’air post-frontal. Cette réaction, qui correspond à la poussée froide de l’anticyclone mobile d’Ouest, se situe après l’humidification provisoire au passage du front (ce que montre l’exemple de Guantanamo). Ainsi, l’effet général d’assèchement se retrouve de part et d’autre du relief comme s’y signalait celui du refroidissement.

223Dans le deuxième cas, le Sud ne semble pas suivre l’évolution générale. Le 18 février 1951, alors qu’après A10 l’assèchement est brutal à Puerto-Plata, il est nul à Santo-Domingo. D’ailleurs, du 12 au 21 février, Santo-Domingo reste plus humide dans l’ensemble que ne l’est Puerto-Plata.

224Pour ce qui est du degré d’humidité dans ces diverses situations, le relief n’intervient donc pas là, et dans le sens où on attendrait sa réaction. Si cette intervention existe, elle semble ne pas pouvoir empêcher la prééminence des conditions générales puisque le résultat demeure à l’inverse de l’effet de foehn. Dans le premier cas, l’anticyclone et son inversion des alizés stoppent ou freinent toute possibilité pour l’air venant du Nord, de gravir les montagnes importantes en altitude et en largeur, et d’y provoquer la dissymétrie classique. On peut penser que sur les côtes « sous le vent » où l’air arrive alors par la mer (la direction fréquente d’E.-N. E. à Guantanamo y fait songer), c’est bien l’effet subsident général qui intervient. Car dès qu’un anticyclone se présente, l’humidité diminue des deux côtés bien que plus fortement au Nord. Quand le Sud paraît insensible à ces conditions, on peut admettre (cas de Puerto-Plata-Santo-Domingo) que le relief n’ayant qu’une faible importance, il y a ascendance modérée « au vent » avec humidification de l’air même « sous le vent » jusqu’à un niveau au-dessous duquel interviendrait l’effet de foehn. Et la faible ampleur des reliefs ne permet pas à Santo-Domingo de se trouver sous ce palier, mais au-dessus, en air humide.

D) L’EFFET DE FOEHN PAR ADVECTION HUMIDE DE NORD

225Nous l’envisagerons en air tropical maritime rabattu sur les îles par une dépression.

226En principe, Tm hivernal arrive de N. E., donc non perpendiculairement au relief, comme le font par contre Pc et Pcd. Il peut arriver de S.-E., à la faveur du talweg ouvert sur la face équatoriale des anticyclones par l’inclusion de la circulation d’Ouest dans le système alizéen (talweg lié au passage d’un front froid). Le fait de le saisir venant de Nord constitue donc la meilleure condition possible pour l’étude de l’effet de foehn sur un air initialement humide. Nous ferons cette étude à Guantanamo.

227A la faveur de la circulation méridienne qui s’établit le 2 janvier 1951 entre A1 et l’anticyclone centré sur les Açores, apparaît une forte dépression de front polaire. Le couloir méridien se comblant au Nord par soudure des deux noyaux anticycloniques, la dépression se trouve incorporée à la circulation tropicale. Il en est ainsi le 4 lorsqu’est réalisé l’anticyclone atlantique, unique de la Floride à l’Eurafrique. La perturbation alizéenne va désormais évoluer vers l’Ouest ; très épaisse, elle se retrouvera aussi bien à 500 mb qu’au niveau de la mer. Elle distribuera dans sa progression sur la façade septentrionale des Grandes Antilles, un flux de Nord humide connu successivement par Porto Rico, Hispaniola et Cuba. Cet air Tm sera renforcé à partir du 6 par l’air frais de A2, dont le front n’atteindra pas les îles et dont l’évolution vers l’Est se fera très au Nord de l’archipel. Jusqu’au 8, le flux est lié à ces conditions. Elles seront effacées par une nouvelle vague de vents de Nord s’établissant progressivement, cette fois d’W. en E., en accord avec le glissement de A3.

228Comment se déroulent les événements à Guantanamo, au moment où s’y applique l’air maritime rabattu par la dépression tropicale ? (figure 139). Nous disposons, pour cette station, du R. S. du 8 à 0300 TU, c’est-à-dire du 7 en début de nuit (heure locale). Celui-ci ne comporte que fort peu de renseignements de vents. Il nous est possible, toutefois, de suppléer à cette lacune en restituant le flux à partir de la coupe des vents de Kingston (figure 138). La capitale jamaïcaine, à peu près sur le méridien de Guantanamo, connaît à cette date des vents de Nord entre 1 200 et 2 400 m. Or le front précédant A3 est encore très à l’Ouest70. En sorte que l’humidité qui apparaît sur le R. S. de Guantanamo, et le fort assèchement71 sous-jacent, sont bien liés à un effet classique de foehn en air initialement humide. La sécheresse de l’air au sol à Kingston, le 8, relève sans doute du même processus. La situation du 9, avec un vent soutenu de Nord et qui a augmenté de vitesse par rapport à la veille, fait songer par contre à une impulsion qui peut être déjà liée à la circulation de A3.

229Le fort régime de Nord que connaît San Juan le 7, en accord avec une humidité appréciable, se retrouve donc le 8 sur l’Est de Cuba. Au Sud-Est de la province de l’Oriente, sous une inversion liée à 750 mb à une limite de masses d’air, règne, jusqu’à 930 mb, un air quasi saturé. La courbe du sondage y étant comprise entre l’adiabatique sèche et l’adiabatique saturée, on peut admettre l’instabilité qui doit s’accompagner d’un fort développement nuageux. De 930 à 1000 mb par contre, l’allure de la « courbe bleue » et celle de la courbe d’état indiquent un air stable et sec. Dans cette couche, la vitesse des vents est par ailleurs pratiquement nulle (3 nœuds ; correspondant ainsi à une « très légère brise »)72^.

230C’est donc par advection en air humide qu’il faut s’attendre à un effet de foehn sensible. Or, c’est bien au passage des fronts, au moment d’un maximum d’humidité atmosphérique, que se réalisent le mieux les dissymétries pluviométriques (cf. infra), entre un Nord pluvieux et un Sud sec. Dans le cas où l’équilibre s’établit entre façades atlantique et caraïbe, il semble qu’il faille en rendre responsable les circulations successives de Sud préfrontales et de Nord post-frontales. Même si le bilan global du front impose une pluviosité équitable, le jeu successif des deux advections humides n’en comporte pas moins logiquement un assèchement de la façade provisoirement « sous le vent ».

E) L’EFFET DE FOEHN AU PASSAGE D’UN FRONT

231Le front de A3, le 8 janvier 1951 à La Havane et le 9 à Guantanamo, indique une dissymétrie ; le Sud est le plus sec à son passage. Le 8 à La Havane, la saturation est obtenue au plus bas niveau (figure 111) ; jusqu’à 700 mb, l’humidité atmosphérique reste très grande. Par contre, le 9 à Guantanamo, le degré hygrométrique de l’air n’est pas maximal au moment où l’humidité liée au front apparaît. L’écart entre T et Td au sol y est de 373. Au passage du front de A7, début février 1951, les faits sont du même ordre entre les R.S. du 3 à La Havane et du 4 à Guantanamo. Si les valeurs de l’humidité y sont comparables aux niveaux 700 et 500 mb, l’air est plus sec à Guantanamo qu’à La Havane à 850 et surtout 1 000 mb. Or, c’est par circulation de N.-W., sauf à 1 000 mb où règne une faible brise, que la capitale cubaine obtient la saturation le 8 janvier au sol (voir la coupe de vents) (figure 107). C’est également en air froid anticyclonique qu’y est obtenue la quasi-saturation du 3 février. A Guantanamo, où les documents de février sont insuffisants, la coupe de vent montre que c’est également en circulation de Nord que passe le resserrement de l’humidité du 9 janvier (figure 136). Or celui-ci n’est pas total comme il l’est par contre sur La Havane. Il faut donc bien admettre dans le flux méridien et humide un certain effet de foehn « sous le vent » des reliefs de Cuba.

232D’après les R. S., le front de A4 passe sur cette île le 16 janvier 1951. A La Havane il apporte la quasi-saturation de 1 000 à 850 mb et y maintient une forte humidité jusqu’à 700. A Guantanamo il donne à 1 000 mb un air presque aussi humide. Selon les graphiques T et Td du niveau du sol, la saturation est à peu près atteinte sur les deux stations (le 15 à La Havane et le 16 à Guantanamo). Comment expliquer une humidité qui est, cette fois, au passage du front, aussi forte au Sud qu’au Nord ? Pour cela il faut se reporter à l’allure des vents. A La Havane ceux-ci sont de Sud le 15, immédiatement avant le front et de Nord le 16, immédiatement après. A Guantanamo ils sont de Sud le 16, et de Nord le 17. L’humidité maximale (d’après R. S.) est obtenue le même jour, quand La Havane est « au vent » du flux humide froid de Nord et Guantanamo « au vent » du flux humide chaud de Sud. Mais il y a le jeu successif de deux advections. L’air de Sud du 15 à La Havane, c’est l’air de Sud (sur plus de 1 000 m d’épaisseur) du 16 à Guantanamo ; l’air de Nord du 16 à La Havane, c’est l’air de Nord du 17 (sur près de 2 000 m d’épaisseur) à Guantanamo. Et si le bilan global de l’humidité au passage du front s’équilibre, l’effet de foehn ne s’en maintient pas moins sur la façade provisoirement « sous le vent ». C’est ainsi que le vent de Sud qui amène la quasi-saturation à Guantanamo le 16 à 1 000 mb, provoquait la veille à La Havane un écart de 4° F entre T et Td. Le vent de Nord qui crée la quasi-saturation à La Havane le 16, suscitera le lendemain à Guantanamo un écart de 4° F également, entre T et Td.

233Si les contrastes dans le degré d’humidité entre façades « au vent » et « sous le vent » ne sont pas très importants par régime frontal, ils n’en sont pas moins suffisants pour signaler le rôle du relief et celui de la largeur des îles. S’il avait été possible d’effectuer cette analyse sur le méridien du Pic Turquino, les résultats eussent été plus sensibles. Résumons-les. « Au vent » comme « sous le vent », le front apporte une augmentation de l’humidité. Ceci s’explique par le fait que les îles connaissent en général à la fois la circulation préfrontale de S.-S.E. en Tm et post-frontale de N.-N. W. en Pc, (Tm immédiatement préfrontal, Pc immédiatement post-frontal et tous deux alors très humides, l’air sec post-frontal intervenant ensuite). Un effet de foehn pourra intervenir en accord avec chacun de ces deux systèmes. Ce qui explique, avec d’autres faits que nous verrons bientôt, que la pluie puisse s’établir au passage d’un front, au Nord comme au Sud d’un territoire. Sous de telles conditions, c’est le Nord qui, quoi qu’il en soit, reste le plus souvent arrosé. Il faut donc admettre que l’air froid et humide immédiatement post-frontal est le plus actif, ce qui implique que l’effet de foehn le plus couramment connu est au Sud74.

F) CONCLUSION SUR L’EFFET DE FOEHN

234L’effet de foehn est indiscutable, bien que les arguments dont nous avons disposé ici ne nous aient pas permis de déceler des cas particulièrement démonstratifs. Il faut remarquer toutefois qu’ils s’ajoutent aux dissymétries pluviométriques dont il sera fait bientôt état, ce qui augmente le faisceau de témoignages concernant ce mécanisme local. La dissymétrie dans le degré d’humidité de l’air (le seul critère ayant pu être pris ici en considération) peut être due à un effet de foehn authentique ou à l’abri du relief ; celui-ci impose de toute façon sa présence. L’effet de foehn semble devoir être, en hiver, conforme au schéma classique quand l’advection d’air est humide ; il le restera évidemment en été. Il peut être nul quand c’est un air subsident qui se présente au Nord. L’effet général lié aux caractères acquis par la masse d’air avant l’atteinte des reliefs peut même provoquer une dissymétrie dans la sècheresse, inverse par rapport au sens des vents, (vents de Nord, sécheresse maximale au Nord).

235La dissymétrie pluviométrique hivernale mise en évidence dans les moyennes, semble plutôt être en accord avec les passages d’air humides et pluvieux épisodiques liés aux fronts, qu’à des conditions permanentes. Bien mieux, les situations les plus habituelles, qui sont celles du règne des anticyclones frais, amènent l’annulation, voire l’inversion de cette dissymétrie. Il faut dire cependant que ces dispositions, nettes à Cuba, semblent s’estomper à l’Est des Grandes Antilles. Ce qui précède explique que l’île occidentale soit peu pluvieuse en régime normal d’anticyclone mobile, au Nord comme au Sud. A Porto Rico, par contre, la couche humide inférieure devient assez épaisse, donnant de l’instabilité convective. Les pluies sont plus habituelles « au vent » et sur les reliefs. La sècheresse qui se maintient au Sud répond alors plus directement à un effet de foehn.

VI. — CONCLUSION GENERALE SUR LA SECHERESSE HIVERNALE LE SCHEMA

236La sècheresse hivernale s’explique d’abord par l’influence des anticyclones mobiles, de leur divergence et de la qualité thermique de l’air qu’ils insufflent dans les basses couches. Or, ces anticyclones sont l’émanation de processus continentaux. C’est donc en définitive le continent nord-américain refroidi qui domine ce premier groupe de faits.

237Cette sècheresse fait intervenir également les anticyclones orientaux. Ils agissent par leur nature divergente et la qualité thermique d’un air qui peut rester frais. L’effet asséchant est beaucoup moins marqué que dans le cas précédent. Quoi qu’il en soit, l’air tropical maritime hivernal, qui s’applique de façon substantielle sur les Grandes Antilles orientales, est moins perturbé et moins instable que Tm estival.

238La régression pluviométrique hivernale implique aussi la circulation d’altitude, qu’elle soit liée à l’anticyclone chaud ou au courant d’Ouest circumpolaire. Dans le premier cas, il n’y a aucune difficulté. L’air chaud du jet tropical qui s’écoule sur la face Nord de la crête, tend à stabiliser l’atmosphère en se superposant à l’air polaire des basses couches. En ce qui concerne le courant circumpolaire et l’advection froide qui lui est associée, le problème est plus complexe. L’onde planétaire intervient en effet tantôt comme facteur de sécheresse, tantôt comme facteur de pluviosité.

239Elle suscite la sécheresse à partir de deux effets, un effet directeur tout d’abord. C’est grâce à la présence et l’importance de ses linéaments que glissent plus ou moins loin vers le Sud et rapidement vers l’Est les anticyclones pelliculaires immunisants. Un effet massique ensuite. Nous avons vu qu’une inversion peut s’établir à la limite de ce courant d’Ouest fort et de la circulation de l’anticyclone froid sous-jacent.

240Elle est cause de pluviosité. Nous verrons bientôt que de fortes pluies hivernales naissent d’une puissante ondulation du jet. Il faut pour cela, semble-t-il, que l’advection d’altitude en soit à un point où elle est plus froide que l’air pelliculaire. On peut admettre qu’il en sera ainsi à partir du moment où l’air radiatif continental aura subi un important réchauffement sur mer. On conçoit aussi que la forte courbure cyclonique du jet puisse provoquer, à partir de 500 mb, une ascendance corrélative d’ascendance dans de plus basses couches (cas inverse de celui où la convergence d’altitude aurait comme exutoire un air se dirigeant vers le bas). La disposition que nous avançons correspondrait à de « l’instabilité supérieure ». Nous pourrons par la suite, vérifier en tout cas la première hypothèse : advection froide d’altitude et instabilité accrue à caractère thermodynamique.

241Les résultats contradictoires de l’onde sont un bel exemple du fait météorologique. Il arrive, en effet, qu’un type de situation ait un seuil en deçà duquel l’action exercée est fort différente de celle qui se manifeste au-delà. Du seul point de vue théorique, on peut admettre un seuil entre l’onde surmontant un air radiatif et cette onde dominant ensuite un air convectif.

242La sécheresse hivernale fait intervenir divers aspects de la divergence horizontale. Il y a celui qui s’attache à la nature même des anticyclones, celui qui est lié à la combinaison de ceux-ci avec de fortes dépressions atlantiques et celui qu’accompagnent les perturbations alizéennès mineures. Tous ces phénomènes sont accentués par l’effet de latitude.

243Au total, en début de saison hivernale, c’est-à-dire en moyenne de décembre à février, apparaît le rôle habituel des anticyclones pelliculaires. En fin de saison sèche leur influence subsiste mais l’effet de blocage des fortes dépressions atlantiques intervient. Ce qui conjugue l’action des centres anticycloniques avec une divergence puissante liée à ces dépressions. Toutefois, dans les processus de sècheresse, se trouvent inclus des phénomènes locaux et provisoires de convergence (convergence de masses d’air dont les qualités thermodynamiques subsistent — convergence de circulations d’origines différentes) et aussi des stratifications massiques propices à l’instabilité. C’est pourquoi les Grandes Antilles connaissent en hiver des pluies qui s’inscrivent sur la toile de fond que nous venons de tisser. La remarque reste d’ailleurs valable pour les Petites Antilles.

LES PLUIES HIVERNALES AUX GRANDES ANTILLES

244Notre base de départ restant le film des événements sur une série cohérente, envisageons la façon dont les pluies se présentent en 1951 et 1952 sur les Grandes Antilles. Elles fourniront l’essentiel de l’explication des processus durant la période hivernale considérée.

I. — LES TABLEAUX SYNOPTIQUES DE PLUIES (Tableaux 28, 29 et 30)

245Ces tableaux mettent en évidence les pluies journalières de janvier à avril et celles de décembre sur toutes les parties caractéristiques des îles. Il a été tenu compte non seulement de l’opposition entre le Nord et le Sud mais aussi entre l’Ouest et l’Est. Les zones intérieures ont été prises également en considération. Pour donner plus de solidité aux dispositions successives il a été envisagé, dans la mesure du possible, la pluviosité de plusieurs stations groupées. Ce qui a permis d’éviter l’écueil d’une pluie significative qui aurait été enregistrée de façon peu convaincante par l’unique station choisie dans une région. Les zones de pluviosité distinguées sur les îles étant, dans la plupart des cas, la moyenne pluviométrique de stations réagissant de la même façon, il est possible de considérer ces tableaux comme un reflet fidèle de la réalité, à la fois dans le temps et dans l’espace.

246Quels caractères pluviométriques révèlent-ils ?

II. — LES CARACTERES PLUVIOMETRIQUES AUX GRANDES ANTILLES EN SAISON FRAICHE DURANT LES ANNEES 1951-1952

A) LES DISSYMETRIES PLUVIOMETRIQUES ENTRE FAÇADES SEPTENTRIONALES ET MERIDIONALES

247Envisageons tout d’abord le groupe Cuba-Hispaniola-Porto Rico.

248Les hauteurs de pluies journalières fournies par les tableaux synoptiques ont été groupées en deux catégories : chutes d’eau inférieures à 10 mm et chutes égales ou supérieures à cette valeur. Dans le cas qui nous préoccupe, nous avons compté le nombre de chutes de chacune de ces deux intensités, au Nord et au Sud des îles. En janvier 1951 le front septentrional de l’ensemble Cuba-Hispaniola-Porto Rico a connu sur les parties distinguées, 16 précipitations journalières d’au moins 10 mm quand le Sud n’en connaissait que 3. Dans le même temps le Nord des îles avait 69 précipitations inférieures à 10 mm quand le Sud en avait 19. Certes, cette comparaison est discutable, comme le sont celles du même ordre entreprises dans les parties descriptives de notre étude. Le recensement est d’autant plus sujet à caution que nous disposons de 6 possibilités de pluies journalières au Nord, alors que nous n’en disposons que de 5 au Sud (et même 4 puisque, le plus souvent, le S.-E. de Cuba est sans relevés). Toutefois, Cuba qui introduit l’impossibilité d’une comparaison équitable est, par une pluviosité d’ensemble très médiocre, finalement peu susceptible de fausser les résultats. Les pourcentages favorables au Nord seront quelque peu exagérés, mais n’en garderont donc pas moins toute leur signification.

249Combinons les deux années. Sur le total des précipitations d’au moins 10 mm tombées à la fois sur les façades septentrionales et méridionales, 75 % sont au Nord des îles. Le pourcentage est de 65 %, également favorable au Nord, si l’on prend les chutes d’eau inférieures à 10 mm. Le même calcul opéré mois par mois, indique que 80 % des chutes au moins égales à 10 mm se situent au Nord des îles en janvier et en février, 55 % en mars, 68 % en avril et 87 % en décembre. Pour les abats inférieurs à 10 mm, les pourcentages, sans cesser d’être favorables au Nord, sont de 76 % en janvier, 65 % en février, 55 % en mars et avril, et de 70 % en décembre.

250La dissymétrie à l’avantage du Nord des îles est indiscutable. Toutefois elle est plus démonstrative pour les chutes sensibles que pour les plus faibles pluies. En outre, c’est durant la période la plus fraîche, (décembre à février) qu’elle a sa netteté maximale. En mars et avril la tendance à l’égalisation pluviométrique apparaît. La dissymétrie la plus favorable au Nord en début et fin d’année est en accord avec les caractères pluviométriques généraux déjà dégagés.

251Il en est de même en Jamaïque durant les deux années de référence. Nous avons dissocié cette île du groupe précédent car elle est pour partie « sous le vent » de Cuba (région de Falmouth). En outre sa physionomie pluviométrique est très originale du fait de la forte pluviosité hivernale du N.-E.. Le N.-W. a donc été distingué avec Falmouth, le N.-E. avec un groupe de stations organisées autour de Port-Antonio, et le Sud avec Kingston.

252En janvier 1951, tandis que Kingston n’a aucune pluie, on recense 3 chutes inférieures à 10 mm au N.-W. et aucune égale ou supérieure à cette valeur. Dans le même temps, le N.-E. en connaît 18 de l’intensité minimale et 4 de la plus forte. En janvier 1952 où il n’y a aucun enregistrement à Falmouth, Kingston ne connaît qu’une chute, considérable il est vrai, de 58 mm. Au N.-E. on en relève par contre 9 inférieures à 10 mm, et 2 supérieures. En février 1951, Kingston reste sans pluies ; Falmouth n’a qu’une chute inférieure à 10 mm. Au N.-E. on en recense 6 inférieures à 10 mm et 3 très supérieures. En février 1952, Kingston, relativement pluvieux, a 5 totaux inférieurs à 10 mm et 1 supérieur. Falmouth en a respectivement 6 et 1. Au N.-E. les valeurs restent supérieures : 11 chutes de faible intensité, 5 des plus fortes. En mars 1951, on constate, faute de relevés à Falmouth et à Kingston, la seule médiocrité des pluies dans la région de Port-Antonio : 2 précipitations inférieures à 10 mm. En mars 1952, l’indigence est grande au Sud et au N.-W. avec 2 chutes inférieures à 10 mm dans chaque cas. Au N.-E. on en relève 9 inférieures à 10 mm et 2 très supérieures. En avril 1951, Kingston connaît 3 chutes inférieures à 10 mm et une supérieure ; à Falmouth, les enregistrements sont de 5 et 1. C’est, là encore, le N.-E. qui est le plus arrosé avec les valeurs respectives de 7 et 5. En avril 1952, Kingston a 5 totaux journaliers de la plus faible intensité et 3 de la plus forte ; dans ce temps, les données corrélatives sont de 4 et 2 à Falmouth, 6 et 8 au N.-E. En décembre enfin, nous retrouvons la même et écrasante supériorité de la façade N.-E. sur les deux autres. En 1951 Kingston et Falmouth ont seulement 3 chutes inférieures à 10 mm tandis que le N.-E. en a 13, et 2 supérieures à cette valeur. En 1952 en accord avec des conditions très spéciales dont il sera fait état plus loin, Kingston a 3 chutes inférieures à 10 mm, 4 supérieures, Falmouth 2 et 2 et le N.-E. 11 et 9.

253Il ressort de cette énumération que les conditions pluviométriques sont en Jamaïque, durant la période de référence, en accord avec les tendances générales. Elles indiquent une forte pluviosité au pied septentrional des montagnes Bleues, ce qui maintient la dissymétrie favorable au Nord rencontrée dans le groupe précédent. A cette répartition méridienne des pluies à l’intérieur des îles s’en superpose une en longitude, qui recouvre l’ensemble des Grande Antilles.

B) LA PLUVIOSITE COMPAREE DES ILES

254Les dispositions successives des tableaux synoptiques montrent qu’Hispaniola et Porto Rico ont des pluies plus intenses et plus équitablement réparties que Cuba. A la Jamaïque, où la physionomie tend vers celle de la grande île occidentale, la pointe orientale et le centre sont à l’occasion très arrosés.

255On peut avoir de cela une idée plus précise encore, en calculant pour chaque île le pourcentage de couverture par des abats d’une intensité donnée. Nous admettrons que la pluviosité est du même ordre sur les îles si, pendant une certaine période, les 5 casiers du découpage de Cuba (éliminant le S.-E.) ont un pourcentage de couverture identique à celui des 6 casiers d’Hispaniola ou de la Jamaïque et à celui des 5 de Porto Rico. Prenons quelques exemples. En janvier 1951, Cuba connaissant une pluviosité à 100 % (nous envisageons les chutes quelle qu’en soit l’importance) eût été couverte chaque jour par des pluies dans chacun de ses casiers. Sur l’ensemble du mois il eût donc fallu recenser 155 précipitations. Il en a été compté 21. La couverture de l’île a été assurée à 13 %. A Porto Rico, pour une couverture pluviométrique établie à 100 %, il eût été nécessaire que, pendant les 31 jours du mois, les 5 casiers distingués se présentent avec une chute d’eau. Il eût donc fallu décompter ici également 155 précipitations. Il n’en a été relevé que 89. La couverture de l’île est assurée à 57 %. Le tableau n^o 31 s’inspire de ces considérations. Il eût été possible, afin d’avoir une idée plus complète de la situation, de faire ensuite les mêmes calculs en ne prenant que les chutes de 10 mm au minimum. Quoi qu’il en soit, le recensement sans distinction d’intensité permet, grâce à des valeurs comparables, de dire quelles sont les îles les plus habituellement arrosées. C’est, dans l’optique présente, une indication suffisante.

256Le tableau des pourcentages de couverture pluviométrique montre que Cuba est bien la grande Antille la moins arrosée. La Jamaïque vient ensuite ; sa pluviosité plus importante tient au fait qu’elle est en position plus méridionale, donc moins soumise aux influences continentales. Pourtant toutes deux s’opposent par leurs abats modestes à Hispaniola et surtout à Porto Rico. Avec ces îles, on s’éloigne de l’influence continentale encore plus nettement qu’à la Jamaïque. C’est parce que cette intervention y est limitée qu’elles gardent donc une pluviosité hivernale sensible.

257Ainsi retrouvons-nous là un thème général, à savoir qu’en toute saison la pluviosité s’aggrave sur les Antilles d’Ouest en Est.

C) CONCLUSION

258Les caractères pluviométriques des Grandes Antilles en saison fraîche durant les années 1951 et 1952 répètent de façon très satisfaisante ceux que nous avons dégagés dans l’étude descriptive. Les explications que la période choisie, (à laquelle nous ajouterons quelques cas empruntés à d’autres dates) va fournir, auront donc une valeur générale.

III. — LES MECANISMES PLUVIOMETRIQUES HIVERNAUX AUX GRANDES ANTILLES

259Il existe trois catégories de pluies : les pluies orographiques, de convection, de perturbations. Les premières ont une répartition localisée, encore qu’elles puissent se combiner à l’action des perturbations frontales. Les secondes ont une disposition anarchique en ce sens qu’elles se présentent isolément ; de forts abats sur une région peuvent s’accompagner de l’absence totale de pluies sur la région voisine. Quant aux pluies de régimes perturbés, elles évoluent comme ces régimes. Le sens de déplacement des vagues de pluviosité est celui des perturbations.

260Nous envisagerons successivement les pluies de régimes perturbés, les pluies orographiques et le problème de la convection. Seul le premier des trois cas nous retiendra longuement, d’autant plus que l’orographie y sera le plus souvent impliquée.

261Remarquons par ailleurs que les nuances de la pluviosité nous amèneront à éprouver les critères de sécheresse acquis dans le chapitre précédent.

A) LES PLUIES DE PERTURBATIONS

262Il s’agit des perturbations frontales, dépressionnaires et cinématiques. Il est possible, par le sens de déplacement des masses de pluviosité, d’introduire leur étude quand on sait comment elles se déplacent elles-mêmes. Au cours de la période de référence, on peut distinguer deux styles principaux et un plus rare. Le premier correspond à la naissance de pluies sur les îles occidentales. Le pôle de pluviosité se déplace alors vers l’Est, affectant tantôt uniquement ou presque le Nord des îles, tantôt toute leur surface. Le second a des pluies généralement importantes en superficie et intensité, du moins pour la période de l’année considérée. Elles se présentent sur les deux îles orientales sans manifestations préalables sur Cuba et la Jamaïque. Dans ce deuxième style, la vague née à l’Est semble devoir s’y confiner. Un glissement vers l’Ouest n’est toutefois pas à exclure. Le cas peut enfin se présenter d’une attaque générale des Grandes Antilles par les pluies, sans qu’il soit possible de saisir une origine occidentale ou orientale, et de ce fait un déplacement de la pluviosité d’Ouest en Est ou d’Est en Ouest. Ces trois formes correspondent à trois types fondamentaux de perturbations. Les vagues de précipitations d’Ouest répondent au déplacement vers l’Est de fronts froids, c’est-à-dire du point d’application sur les îles de flux d’air issus des anticyclones mobiles et de leurs ondes d’altitude. Ces vagues sont liées au cycle Pc, Pcd, Pmt, Tm corrélatif de A1, A1-2, A2, AA. Le régime pluviométrique d’Ouest sur les Grandes Antilles s’explique donc par le dynamisme hivernal des centres d’action d’origine continentale et des masses d’air qui en résultent. Les vagues de pluviosité d’Est impliquent l’arrivée d’air frais depuis l’Océan. Elles sont dues à Pmt ou Tm et sont corrélatives de A2 ou AA (à la rigueur de Pcd, et A1-2). Dans ce régime, il faut placer les dépressions circulaires mineures nées sur le front polaire et qui, au lieu d’évoluer vers l’Est aux latitudes moyennes, évoluent vers l’Ouest aux latitudes tropicales. Quant à l’attaque simultanée des Grandes Antilles par la pluie, elle provient d’une perturbation frontale ou d’une ligne de discontinuité qui fait déboucher l’air frais sur les îles à peu près partout dans le même temps.

1. — LES PLUIES AUX GRANDES ANTILLES PAR REGIME D’OUEST

263Le régime d’Ouest hivernal est attaché au déplacement des fronts et lignes de discontinuité cinématiques inclus dans les types de poussées froides 1 et 2 (voir supra p. 122 et 132). Il peut fournir trois temps possibles.

264Certains fronts, fort peu actifs, donnent des pluies très modérées ou nulles. Le passage de la perturbation se manifeste essentiellement, surtout au Nord des îles, par un ciel temporairement nuageux.

265Les fronts peuvent apporter des pluies également sensibles sur le Nord des îles, le Sud restant sec.

266Ces perturbations peuvent enfin provoquer des précipitations notables sur l’ensemble des Grandes Antilles, celles-ci restant toujours affectées d’Ouest en Est. Dans ce cas, comme dans le cas précédent, l’intensité de la vague de pluviosité ira souvent en augmentant au fur et à mesure de son déplacement.

267Le recensement des étiquettes massiques sur les quatre îles de référence a été effectué chaque jour en 1951-1952, en même temps qu’étaient consignées les pluies (voir les tableaux synoptiques 28, 29, 30). Il est donc possible de reconstituer les poussées froides qui commencent par l’air continental américain et dégénèrent progressivement au fur et à mesure qu’elles déplacent devant elles un front froid distinct ou une ligne de discontinuité. Il est de même facile d’apprécier leur degré de pluviosité.

268a) Les poussées d’Ouest inactives ou peu actives. — Parmi les processus hivernaux apparus au cours des deux années choisies, on peut noter, du 22 au 24 février 1951 et du 21 au 24 décembre 1952, le passage de fronts froids absolument inactifs. Du 7 au 10 janvier et du 15 au 19 mars 1952, il en est de même, sauf sur Porto Rico. Il est possible de relever enfin une série de poussées d’Ouest dont l’activité demeure très limitée. Il en est ainsi en 1951, du 15 au 18 janvier, du 7 au 10 février, du 3 au 6 avril et, en 1952, du 17 au 21 février.

269Sauf du 22 au 24 février 1951, et au moins dans la phase initiale, du 15 au 19 mars 1952, c’est-à-dire quand intervient une forte dépression bermudienne, on a affaire à la poussée d’Ouest de type 1. Le front froid est souvent intact au passage sur une partie ou la totalité des îles. Ce fait est important. Il prouve que l’inactivité de l’advection froide n’est pas due à un front précaire en voie de frontolyse ou réduit au-dessus des Antilles à une simple ligne de discontinuité cinématique.

270Du 22 au 24 février 1951, le front est intact jusqu’à l’Est d’Hispaniola. Le 22 décembre 1952, de même, un très bel élément passe sur Cuba. Le lendemain il stationne à l’Est de la République dominicaine. Or, dans ces deux cas, il y a absence de précipitations ! De remarquables fronts froids abordent également l’archipel le 7 janvier et le 15 mars 1952, et aussi le 3 avril 1951. Comment s’explique l’absence d’activité pluviométrique sur ces perturbations caractérisées ? Comment en particulier comprendre que 2 des 5 poussées froides retenues en janvier et février 1951 (passage des anticyclones A4 et A8) (figures 104 à 112) ne provoquent presque pas de pluies ?

271D’une façon générale on peut s’attendre à la médiocrité des manifestations pluviométriques quand la frontolyse est sur le point de se réaliser. Le front semble également d’autant moins virulent que sa translation est plus rapide. En troisième lieu, il est peu actif lorsqu’il est le résultat de l’affrontement de deux masses d’air dont les différences thermodynamiques sont peu sensibles. Il pourra se maintenir entre l’air polaire continental et l’air polaire dégénéré comme c’est souvent le cas dans les glissements permanents d’anticyclones hivernaux vers l’Est. Cette constatation a de l’importance ; elle explique que, bien que timides, des poussées fraîches élaborées en période chaude sur le continent peuvent être très pluvieuses, au contact de l’air chaud des basses latitudes. On notera également que les fronts polaires semblent peu actifs quand la masse froide qui constitue l’un de leurs deux éléments d’affrontement est particulièrement divergente. La poussée du type 2 liée à une dépression bermudienne, serait moins pluvieuse que celle du type 1.

272Ces divers processus intéressent les bas niveaux. Or le degré d’activité d’un front est dû également aux conditions d’altitude. Celles-ci semblent même finalement revêtir dans les cas majeurs, une importance capitale. La discontinuité au sol s’accompagne d’une onde planétaire, mais la disharmonie intervient entre elles à partir d’un certain moment. Cette disharmonie peut s’établir assez tôt pour que le front (lié à un anticyclone mobile puissant et cessant d’être corrélatif d’une onde planétaire) passe sous la crête chaude à 500 mb. L’observation indique qu’aussi tenace soit-il dans les basses couches, il ne peut être très pluvieux, s’il est ainsi surmonté de hautes pressions. Il apparaît par contre que, lorsque l’onde du courant d’Ouest à courbure cyclonique provoque une forte advection froide d’altitude tout en surmontant la poussée polaire des bas niveaux, elle est, sous certaines conditions, génératrice de fortes pluies.

273Appliquons les critères précédents aux poussées d’Ouest inactives. Ils se trouvent utilisables d’ailleurs, et par voie de conséquence, pour les poussées pluvieuses. L’effet le plus puissant est fourni par la présence, immunisante, de l’anticyclone d’altitude (figure 140). C’est ainsi qu’il faut expliquer les temps du 15 au 19 mars et du 21 au 24 décembre 1952. En mars, la crête chaude n’est pas entamée par l’onde planétaire. Elle s’étend haut en latitude malgré la présence, du moins au début, d’un front froid puissant sur les Antilles. En décembre, les événements ont autant de netteté. Le 22, au moment où passe la discontinuité polaire sur Cuba, le domaine caraïbe est tout entier sous l’influence de l’anticyclone d’altitude limité par l’isohypse 192. On peut remarquer que durant la période considérée, seule la Caraïbe sera ainsi coiffée. Le 23, le noyau se renforce. Son sommet apparaît, au-dessus de Cuba avec l’isohypse 194. Le 24, les hautes pressions demeurent sur l’Amérique centrale et antillaise. Bien que les situations soient moins démonstratives, on peut considérer que l’immunité d’altitude se maintient du 15 au 18 janvier et du 3 au 6 avril 1951, du 7 au 10 janvier et du 17 au 21 février 1952. Du 3 au 6 avril 1951 le front se déplace lentement et la frontolyse est tardive. Ces deux faits militent en faveur de l’activité pluviométrique. Mais celle-ci est empêchée par la présence de l’anticyclone à 500 mb qui s’étend haut en latitude et ne sera que peu affecté par une onde médiocre, au-dessus de Cuba et Hispaniola. Du 7 au 10 janvier 1952 la situation évolue sensiblement de la même manière (mises à part les conditions du 7 qui offrent une onde étroite mais bien réalisée au-dessus des Grandes Antilles occidentales). C’est ainsi que le 8 il y a conjonction d’un front aux bas niveaux et d’un anticyclone à 500 mb ; tous deux bien dessinés. Du 17 au 21 février 1952 le noyau d’altitude est net et fort, sauf le 17 où l’onde corrélative du front écorne quelque peu l’Ouest de Cuba. Il faut remarquer toutefois ici que la discontinuité froide est très vite effacée, sa frontolyse s’effectuant sur l’île même.

274Le rôle privatif de l’anticyclone chaud d’altitude à l’égard de toute précipitation d’origine frontale est certain. Il s’explique d’ailleurs simplement par la stabilisation, qu’il opère sur toute ascendance. Il existe pourtant des cas où le front n’est pas pluvieux, bien qu’il soit accompagné d’une onde dont la puissance peut désorganiser complètement la crête chaude. Deux exemples nous en sont fournis par les temps des 7 au 10 et 22 au 24 février 1951. Du 7 au 10, la vallée d’altitude est puissante au point que l’anticyclone habituel ceinturé par l’isohypse 192 ne règne pratiquement pas sur les Grandes Antilles. Pourquoi alors un front froid sans activité ? Pour répondre, il faut faire intervenir une différence thermodynamique restreinte entre les masses d’air situées de part et d’autre de la discontinuité. En effet, l’air issu de l’anticyclone continental ne va pas à la rencontre d’un flux né au large des côtes d’Afrique et émis par l’anticyclone atlantique unique. Il va au-devant d’un air dirigé par un noyau maritime occidental, et dont la fusion avec la cellule des Açores est sur le point de s’opérer. En sorte que le flux qui arrive à l’Est du front vient bien plutôt des latitudes tempérées fraîches que des régions tropicales. La situation du 8 au moment où la discontinuité est entre Cuba et Hispaniola, est en accord avec cette disposition (figure 141). Il faut ajouter que la progression de ce front, du moins dans la première partie de sa translation, est rapide. Le 7, il est au Nord de la Floride ; le lendemain il a dépassé Cuba.

275Du 22 au 24 février 1951, l’onde d’altitude est également bien réalisée. L’absence de pluie semble devoir s’expliquer ici par le type particulier de poussée froide c’est-à-dire par la présence d’une forte dépression bermudienne. Celle-ci attire une partie de l’air vers le S.-E. tandis que l’anticyclone occidental en dirige une autre vers le S.-W. Cette disposition crée une diffluence avec divergence sensible, non seulement en arrière du front mais aussi à son niveau. Il faut noter en outre que la progression de ce front vers l’Est est rapide. Il est à l’Ouest de Cuba le 22, entre Hispaniola et Porto Rico le 23.

276Si l’influence de l’anticyclone d’altitude est primordiale, elle n’est pas exclusive. Plusieurs facteurs peuvent, en effet, aboutir au même résultat. Tous ne sont d’ailleurs que certains parmi ceux que nous dégagions dans l’étude de la sécheresse.

277b) Les poussées d’Ouest actives au Nord des îles. — Avec les poussées d’Ouest actives au Nord des îles, les facteurs de sécheresse restent étroitement combinés à ceux qui font intervenir les précipitations. En outre, avec l’apparition des pluies, se présente la double dissymétrie dégagée plus haut : contraste Nord-Sud à l’intérieur des îles, opposition entre les Grandes Antilles occidentales, les moins pluvieuses, et les Grandes Antilles orientales qui le sont assez fortement. Bien que l’objet soit d’envisager le premier de ces aspects, nous les analyserons tous les deux. Nous commencerons même par le second. Il permettra de mieux circonscrire ensuite celui qui reste au centre de nos préoccupations.

278Au cours des années 1951 et 52, la poussée d’Ouest active au Nord apparaît assez fréquemment. Nous l’avons notée, en 1951, du 8 au 11 janvier (où elle est liée à la poussée de A3), du 26 au 28 où elle reste attachée à une advection froide analysée (arrivée de A6)75, du 10 au 14 février et du 13 au 16 avril. En 1952 on la trouve du 11 au 13 janvier, du 27 au 29 février et du 14 au 19 décembre. Sauf entre le 13 et le 16 avril 1951 où l’on a, à l’origine, la poussée polaire du type 2 et où l’activité pluviométrique reste d’ailleurs modeste, on est en présence de vagues froides du type 1. Dans ces cas, au déplacement vers l’Est des fronts correspond un déplacement parallèle du pôle de pluviosité sur les façades septentrionales.

279La situation qui semble le mieux représenter les dispositions moyennes entre les poussées sèches déjà étudiées et les advections fortement pluvieuses qui le seront ultérieurement, va du 14 au 19 décembre 1952. Cette situation a en outre l’avantage de bien refléter la dissymétrie Ouest-Est entre les îles.

L’AGGRAVATION PLUVIOMETRIQUE D’OUEST EN EST PAR POUSSEE ACTIVE AU NORD DES ILES

280Le tableau des pluies (n^o 32) montre cette aggravation. Il indique en outre que le rythme de déplacement du pôle de pluviosité est en accord avec celui du front. Ce front est à l’Ouest de Cuba le 14, à l’Est de Porto Rico le 19. Or, c’est bien entre ces dates qu’apparaît la recrudescence pluviométrique en même temps que son glissement sur la façade septentrionale des Grandes Antilles76. L’évolution atmosphérique éclaire les faits.

281Les 14 et 15 décembre 1952, l’onde planétaire à 500 mb affecte Cuba. A ce moment le front froid passe sur l’île. Le 16, tandis que la vallée d’altitude se maintient à peu près dans ces dispositions, règne au sol un très bel anticyclone pelliculaire. Son front passe sur Hispaniola et s’étend vers le Sud jusqu’au large du Yucatan. Le 17, la discontinuité est en voie de frontolyse sur la Caraïbe mais passe, intacte, sur Porto Rico. Les hautes pressions mobiles règnent alors sur la mer du Golfe, la Caraïbe occidentale, l’Amérique centrale et les Grandes Antilles. Le 18, la vague d’altitude a glissé vers l’Est et affecte les Grandes Antilles orientales. Le front, au niveau de la mer, reste intact sur les îles Vierges. Le 19, l’onde du courant d’Ouest est sur Porto Rico — les Vierges et la moitié Nord des Petites Antilles. La discontinuité froide passe, sans altération sur la région de Saint-Martin, Saint-Barthélemy. Corrélative d’un anticyclone pelliculaire bien venu elle balaie donc toutes les Grandes Antilles sans y subir d’altération. La vallée d’altitude qui mord sur le domaine insulaire se déplace en même temps. Ces deux manifestations sont en accord avec la vague de pluviosité. En l’absence de R. S. sur Swan Island susceptible d’éclairer la situation à la Jamaïque, comparons les processus pluviométriques au passage du front et de l’onde à La Havane et à Porto Rico. Il s’agit de voir pourquoi ces processus qui affectent le Nord des îles deviennent le plus sensibles, au-delà de Cuba.

282Les températures du thermomètre sec et la « courbe bleue », la direction et la vitesse des vents aux niveaux ((Standard » indiquent que c’est le R. S. du 16 à 0300 Tu qui décèle la discontinuité froide à La Havane (figure 142). Ce sont ceux des 18 et 19 qui l’enregistrent à San Juan (figure 143). Dans ces trois cas, de 1 000 à 500 mb, l’air atteint son maximum d’humidité. En outre, le passage du front correspond à l’intervention maximale de l’onde d’altitude. Comme celle-ci appartient aux vents forts de la circulation circumpolaire, son effet est non seulement marqué par les sinuosités mais aussi par une augmentation des vitesses. C’est justement le 16 sur la capitale cubaine que les flux atteignent, à 500 mb, leur maximum de rapidité (78 nds). Les 18-19, l’accélération se produit, au même niveau, au-dessus de San Juan.

283Comment, en accord avec ces passages frontaux, se manifeste l’instabilité ?77.

284A La Havane, le 15, l’instabilité conditionnelle est obtenue entre 1 000 et 700 mb. Toutefois l’humidité reste faible. Par ailleurs dans les plus basses couches, l’air arrive de la terre. Rien ne permet donc d’espérer des processus pluviométriques sérieux dans les 3.000 premiers mètres. Au-dessus, c’est encore plus net. La stabilité absolue est réalisée dans un air assez sec entre 700 et 500 mb. Ainsi la structure atmosphérique est-elle en accord avec les très médiocres précipitations qui précèdent l’arrivée du front. Le 16, à son passage, apparaissent certaines modifications, en premier lieu une humidification générale. Entre 700 et 500 mb, elle s’opère par fort flux de S. W., sans doute lié à l’onde planétaire. Mais la température de la masse d’air ne varie pas. La θ’W. reste, comme la veille, de 14-16°. Si la température du thermomètre sec subit une certaine régression, la stabilité absolue se maintient. La poussée froide se manifeste par contre aux altitudes inférieures. C’est l’anticyclone pelliculaire qui arrive. Son niveau d’attaque maximale est vers 850 mb. Là, de 16°5 le 15, la θ’W. passe à 12°. A 1 000 mb, elle descend de 16°5 à 14°. Cette poussée introduit entre 850 et 700 mb la stabilité absolue. Ceci est conforme au schéma classique ; l’air froid des couches inférieures auquel se super pose un air désormais plus chaud provoque, par inversion thermique, la stabilisation. Il n’y a donc plus que l’épaisseur comprise entre 1 000 et 850 mb qui soit en état d’instabilité conditionnelle. Il est impossible dans de telles conditions que puissent se développer, au passage du front, des pluies sérieuses. Ces conditions s’aggravent le 17 dans le temps de l’étalement de l’anticyclone pelliculaire sur Cuba. L’attaque froide se poursuivant dans les basses couches, la θ’W. s’abaisse à 11° à 850 mb (T de diminution sur la veille) et à 12° à 1 000 mb (régression de près de 2°). Il s’ensuit entre 850 et 700 mb une inversion thermique très puissante qui bloque toute possibilité pluviométrique, bien que l’instabilité conditionnelle se présente au-dessus de ce niveau.

285Les processus connus sur La Havane entre le 15 et le 17 décembre 1952 expliquent donc le blocage de tout phénomène pluviométrique important, par la puissance de la poussée froide aux seuls bas niveaux. Il faut toutefois remarquer que ces processus, suffisants pour expliquer l’absence de pluies après le front, ne le sont pas à son passage. On peut à ce sujet ajouter que la masse froide que cette discontinuité précède entre, par elle, au contact d’un air antérieur peu actif. Le 15 celui-ci, bien qu’en état d’instabilité conditionnelle de 1 000 à 700 mb n’est guère susceptible, par affrontement, de donner de la pluie, car il est sec et surtout déjà froid. Une autre remarque s’impose. L’onde arrive au-dessus de La Havane. Or elle ne s’accompagne pas d’une forte pluviosité, au contraire. C’est que cette intervention est, au plus près du continent, liée étroitement à l’arrivée de l’anticyclone pelliculaire. L’air froid d’altitude est, en fait, moins froid que celui d’un anticyclone pelliculaire dont les caractères continentaux n’ont pas encore dégénéré. D’où la stabilité. L’onde d’altitude peut être un facteur de pluviosité comme de sécheresse (supra, p. 164) ; elle agit ici selon la deuxième phase de l’alternative. Nous allons voir qu’à Porto Rico elle intervient selon la première. Si, quoi qu’il en soit, de modestes chutes d’eau se présentent à Cuba, c’est que l’influence immunisante de l’onde n’a pas la puissance de celle qu’aurait la crête chaude.

286Porto Rico, avant le passage du front n’a pas de pluies. Ce qui s’explique par l’inversion établie, dans un air plutôt sec, entre 850 et 700 mb. Sous cette inversion, l’air chaud Tm (θ’W. 22° à 1 000 mb) est peu humide. Ainsi y a-t-il à Porto Rico comme à La Havane une couche de stabilité absolue et un air relativement sec.

287Si, à partir de là le front aggrave la stabilité absolue sur la capitale cubaine par intervention différentielle de l’onde et de l’anticyclone, il n’en est pas de même à Porto Rico. Ceci, parce que la masse océanique modifie l’air dans les basses couches et que la chronologie des manifestations froides n’est plus la même aux différents niveaux. On peut mettre en parallèle les R. S. du 15 à La Havane et du 17 à San Juan. On confrontera dans les mêmes conditions celui du 16 d’une part, ceux des 18 et 19 d’autre part et enfin ceux du 17 et du 20. Entre ces deux derniers, l’analogie est grande. Où les processus divergent, c’est bien au passage du front. Celui-ci, se manifeste aux deux stations de référence par l’humidification de l’atmosphère sur une grande épaisseur. Toutefois, à Cuba, l’attaque froide maximale se fait le 16 à 850 mb, ce qui provoque la stabilisation entre 850 et 700 mb. Cette stabilisation vient s’ajouter à celle du 15 entre 700 à 500 mb. L’advection polaire se fait à San Juan les 18 et 19, surtout à 700 mb. Ceci entraîne la stabilité absolue au-dessus. La poussée froide étant relativement freinée plus bas, il s’établit sous ce niveau l’instabilité conditionnelle. La « courbe bleue » indique de son côté une belle instabilité convective. L’arrivée polaire, outre une forte humidité entre 850 et 700 mb, amène donc l’instabilité sur 3 000 m d’épaisseur. Epaisseur suffisante pour occasionner des pluies contre la façade Nord de Porto Rico par régime de N.-E., mais insuffisante pour en provoquer en même temps au Sud où doit s’établir l’effet de foehn. Le frein apporté à l’abaissement des températures dans les plus basses couches joue un rôle essentiel dans ce résultat. L’Océan intervient à Porto Rico alors qu’il n’agit pas de façon appréciable sur Cuba.

288La situation du 20 correspond à une régression considérable des pluies sur Porto Rico. Elle rejoint celle du 17 à La Havane. Là nous avons vu que l’attaque à 850 mb s’est encore précisée depuis la veille et qu’elle est corrélative d’une forte inversion ; ce qui maintient sur l’île la sécheresse que n’a guère pu rompre le front. A San Juan la poussée froide se manifeste subitement à 850 mb, la θ’W. passant de 18° à 16°. Au-dessus de ce niveau et jusqu’à 500 mb, c’est la stabilité absolue, d’autant que s’y précise le réchauffement massique (pour autant qu’il soit possible de le diagnostiquer avec les seules températures de la courbe d’état78. Ainsi apparaît la sécheresse post-frontale.

289Cette analyse a permis d’éprouver les critères dégagés dans l’étude de la sécheresse. Nous avons, en particulier, reconnu le jeu complexe et paradoxal de l’attaque froide d’altitude. En agissant en général comme facteur de pluviosité, au moment où elle atteint le Nord des Grandes Antilles quand le Sud est à l’abri des reliefs et soumis à l’influence de la crête chaude, c’est elle qui explique la dissymétrie N.-S. En d’autres termes, l’action que nous lui avons reconnue à Porto Rico dans l’analyse précédente, reste la plus habituelle pour la réalisation du contraste pluviométrique hivernal entre façades atlantiques et caraïbes. Cette attaque froide d’altitude est à lier à l’onde ; elle peut être aussi le fait de la partie supérieure de l’anticyclone mobile. Pour qu’elle agisse dans le sens des précipitations, il faut qu’elle n’intervienne pas trop bas, afin de ne pas bloquer toutes pluies, ni trop haut, afin de ne pas occasionner une pluviosité étendue à l’ensemble du territoire insulaire, avec suppression du rôle d’abri des montagnes. Telle était la situation à l’Est des Grandes Antilles dans l’exemple qui précède. Telle est celle que l’on trouve à Cuba dans celui qui suit. Exemple intéressant car, par sa localisation, il constitue la contre-épreuve de tout notre système d’explication.

LA DISSYMETRIE N.-S. PAR POUSSEE D’OUEST

290Du 8 au 11 janvier 1951 Cuba et Hispaniola sont affectés par la progression d’une poussée d’Ouest. Le 7, ces terres sont sous le contrôle de l’air tropical maritime ; quelques chutes médiocres qui se situent alors au Nord, disparaîtront à peu près totalement le lendemain. Le 8, au moment où le front atteint l’Ouest de Cuba, les précipitations sont en effet minimes sur cette île et sur Hispaniola. Pour l’essentiel l’air atlantique garde le contrôle. Le 9 l’action pluviométrique du front se fait sentir de façon très sensible. Rien ou presque au Sud et au centre des terres, mais 11 mm au N.-E. de Cuba et 21,3 mm au Nord d’Haïti. Rien à l’Ouest de ces points de chute, peu de chose à l’Est. Le 10, le pôle de pluviosité s’est déplacé vers l’Est tout en s’aggravant. Plus rien au Nord de Cuba, des manifestations restreintes en façade septentrionale d’Haïti, 30 mm au Nord de la République dominicaine. Ainsi, Cuba est affecté sérieusement. Une difficulté surgit toutefois. C’est au N.-E. de l’île qu’a lieu la précipitation et non à La Havane où, le 8, il ne tombe que 1 mm d’eau au passage du front. Les R. S. de la capitale cubaine vont, quoi qu’il en soit, nous permettre quelques remarques importantes susceptibles d’éclairer les événements du N.-E.

291Le R. S. du 8 indique, entre 1 000 et 850 mb, l’instabilité absolue d’un air très humide. Bien que l’épaisseur d’atmosphère impliquée soit restreinte, cela suffit à rendre compte de pluies, d’autant que la tranche d’air instable ne peut qu’augmenter en direction du « Canal du vent ». Comment expliquer ces conditions ? Du 7 au 8 il y a réchaufement à 1 000 mb (θ’W. 18° le 7, 20° le 8) et refroidissement aux alentours de 850 mb (θ’W. 17° le 7, 13°7 le 8). Ce dernier correspond au niveau d’attaque de la masse froide continentale. Il semble que le réchauffement de la base soit dû à l’existence, à l’avant du front, d’un flux tropical maritime à long parcours océanique, rabattu sur le Nord de Cuba par une dépression centrée au Nord des Grandes Antilles orientales. L’intervention massique différentielle qui aboutit à l’instabilité absolue, fait que la masse froide d’altitude joue provisoirement un rôle plus actif que si l’air tropical antérieur était lui-même moins actif. Ainsi, au-dessous de 850 mb à La Havane, au-dessous d’un niveau sans doute plus élevé à l’Est de Cuba et sur la façade septentrionale d’Haïti le lendemain, s’établit une évolution de l’ordre de celle qui, à Porto Rico était dominée en décembre 1952 par l’attaque froide à 700 mb. Le 9, à La Havane, la poussée polaire devient très importante à 1 000 mb (θ’W. 12°5 contre 20° la veille) et se poursuit à 850 mb (θ’W. 10°, d’où diminution de 3°7 sur la veille). L’obstacle qui interdisait à l’air froid continental de déboucher sur Cuba dans les très basses couches est vaincu. Entre 1 000 et 850 mb, l’instabilité absolue disparaît, l’air y devient plus sec, une puissante inversion s’établit même entre l’anticyclone pelliculaire et l’onde. Ces conditions qui seront celles du 10 à l’Est de Cuba où il ne pleut plus, rappellent celles du 17 décembre 1952 à La Havane et du 20 à San Juan.

292De toutes façons ces processus d’un niveau modeste subissent la loi du partage d’influence orographique. Or il existe le cas où la dissymétrie N.-S. semble devoir autant à la présence de la crête chaude qu’à ces dispositions géographiques. Pour qu’il en soit ainsi, il faut que la puissance des fronts soit suffisante pour qu’ils imposent leur activité (à l’inverse de ce qui se passait dans le cas de fronts inactifs), mais il faut aussi que l’importance de la crête chaude leur interdise tout effet au Sud. L’explication qui suit résulte donc d’un dosage établi entre les deux éléments antagonistes que sont la crête chaude et l’attaque froide (considérée a priori comme pluvieuse). A cela s’ajoute la présence du relief.

293Nous trouvons ces dispositions du 11 au 13 janvier et du 27 au 29 février 1952. Les 11 et 12 janvier, l’anticyclone mobile est remarquablement développé. A ce moment, le front froid affecte Hispaniola. Or, dans ce temps, la crête chaude d’altitude s’étend haut en latitude et ses pressions sont importantes ; l’isohypse 194 recouvre les Grandes Antilles à l’exclusion de Porto Rico. Le 27 février le front va jusqu’à l’Amérique centrale. Le 28, il atteint le canal de Panama. Ce n’est que le 29 que s’opère la frontolyse sur toute sa longueur. Or, au moment où cette discontinuité froide atteint l’Amérique centrale, la dorsale d’altitude, intacte, s’étend à une latitude supérieure à celle des Antilles. L’analogie des dispositions synoptiques se retrouve dans l’allure des pluies. Du 11 au 13 janvier, les hauteurs d’eau relevées au Nord des îles sont normales, sans plus, et inférieures à celles que nous relevions dans les cas précédents. Il n’y a qu’à Porto Rico où les pluies sont sensibles tout en maintenant la dissymétrie. Du 27 au 29 février, même remarque. Le front est loin de donner des précipitations aussi exceptionnelles que son extension jusqu’à Panama pourrait le faire supposer. Sans s’opposer complètement aux abats sur les façades septentrionales, la crête chaude d’altitude en minimise le volume. Elle interdit par contre les pluies au Sud en combinant son action à celle des reliefs. Son intervention est donc manifeste. Les deux cas rappellent, en effet, par certains côtés le régime d’Ouest inactif. En outre, du 11 au 13 janvier, si Porto Rico est pluvieux, il se trouve que le renforcement de la crête notée au-dessus des Grandes Antilles l’exclut justement.

CONCLUSION SUR LES POUSSEES D’OUEST ACTIVES AU NORD DES ILES

294Ce régime actif intervient à partir du moment où diminue l’influence de la crête chaude immunisante. Dans la plupart des cas, le ton en altitude est à une position plus méridionale de l’onde que par poussées inactives. On peut admettre que si la crête perd de sa puissance par manque d’extension vers le Nord, elle reste tout de même suffisamment présente du côté de la Caraïbe pour éviter une généralisation des pluies à l’ensemble des territoires. Insuffisante pour bloquer l’ascendance « au vent » des îles, elle demeure capable de maintenir au Sud la stabilité. Voilà du moins comment on peut exprimer les faits en comparant les documents synoptiques du niveau de la mer avec les cartes isohypses à 500 mb. Il faut ajouter que cette intervention est rendue facile par l’influence du relief. De sorte que, même si la poussée froide aux niveaux moyens est sévère, elle ne peut pas provoquer des pluies générales dans la mesure où elle est surmontée par les hautes pressions. Tout au plus donne-t-elle des pluies au Nord, sans rapport d’ailleurs avec sa puissance.

295Ce raisonnement est le résultat de l’observation. S’il est en tous points exact, il implique que l’onde d’altitude assez puissante pour désorganiser complètement la crête chaude au-dessus des Grandes Antilles, impose à celles-ci des pluies généralisées79 effaçant ou du moins estompant la dissymétrie N.-S. Or cette vue des choses est conforme aux faits. C’est ce que nous allons voir maintenant.

296c) Les poussées d’Ouest actives sur toute la surface des îles. — De telles poussées s’accompagnent de forts abats. Cuba n’est pas la moins susceptible de profiter de ces conditions, la proximité inhibitrice du continent refroidi ne semblant pas jouer ici le même rôle que précédemment. On peut distinguer en 1951-52 une poussée de ce genre, « localement » active ; du 7 au 9 février 1952 la Jamaïque surtout est affectée. Deux poussées «actives » sont à noter : celle du 2 au 7 février 1951 qui correspond au passage de A7 et celle du 5 au 12 avril 1952. On relève enfin trois poussées ((très actives » ; celle du 28 janvier au 1^er février, celles des 15 au 20 et 27 au 30 avril 1952.

297Dans tous les cas l’advection se fait pas anticyclone mobile d’Ouest. Sauf du 7 au 9 février 1952 où la crête chaude ne s’efface que sur l’Ouest de Cuba, l’onde d’altitude pousse très avant au-dessus des îles. Les fronts sont vigoureux aux bas niveaux. Il en est ainsi pour les deux poussées froides « actives ». Entre le 2 et le 7 février 1951, passe un très beau front, avec désorganisation totale de la crête chaude à 19.200 pieds. Une forte advection polaire à 500 mb se dessine ainsi en direction du Sud. Entre le 5 et le 12 avril 1952, une discontinuité froide s’étire les 6 et 7 jusqu’au Pacifique. Pendant plusieurs jours l’onde accompagnatrice affecte les îles. Même disposition d’ensemble pour les poussées « très actives » ; entre le 28 janvier et le 1^er février 1952 tout d’abord. Le 29 un front froid remarquable va jusqu’à l’Amérique centrale qu’il traverse jusqu’au Pacifique. Le lendemain, intact, il atteint la zone du canal de Panama. Il s’efface ensuite dans sa partie méridionale. Cette poussée considérable s’accompagne d’une onde d’altitude très puissante. Le 29 elle élimine la crête chaude, au-dessus de Cuba, Hispaniola et la Jamaïque. Du 15 au 20 avril 1952 les phénomènes sont du même ordre. Dans ce dernier cas l’originalité est dans la grande lenteur de progression du front vers l’Est. Un front rapide est peu pluvieux ; lent il doit, par voie de conséquence l’être davantage. C’est ce que nous confirmerons ultérieurement. Du 27 au 30 avril 1952 enfin, nous retrouvons, accompagnant l’anticyclone pelliculaire et la discontinuité froide, l’onde puissante réalisée au-dessus des îles.

298La combinaison de l’anticyclone mobile, de son front et de la vallée du flux circumpolaire constitue donc pour l’essentiel un ensemble différent de ceux que nous trouvions plus haut. Il faut noter en particulier l’importance de l’onde d’altitude.

299La question est de savoir à quoi attribuer la pluviosité attachée à ces faits. On pourrait dire que la forte avancée de l’onde et la netteté du front au niveau de la mer prouvent la puissance des processus frontaux résultant de l’unité maintenue à l’arrivée froide aux divers niveaux, et que les pluies s’expliquent par l’ampleur même d’une telle invasion. Or cette position ne résoudrait pas la question de savoir comment l’advection globale intervient pour provoquer les pluies. En particulier elle ne ferait pas apparaître clairement le rôle, pour nous fondamental, de l’onde.

300Nous allons tenter cette explication. Avant de nous y engager rappelons qu’une advection froide dans les basses couches peut se combiner à une importante ponction chaude et que ces conditions peuvent se maintenir en altitude, à l’avant de l’onde (figure 144).

301En d’autres termes, la forte invasion polaire à tous les niveaux est précédée d’une puissante remontée chaude préfrontale. Celle-ci peut être nécessaire à la compréhension des pluies, non seulement parce qu’elle entre en affrontement avec l’air froid, mais aussi par ses qualités propres.

LE TEMPS DU 2 AU 7 FEVRIER 1951 (AVEC ADVECTION TROPICALE D’ALTITUDE)

302Le front froid est à l’Ouest de Cuba le 1^er. Nous savons que son effet thermique est alors considérable, entre autre dans les basses couches, à Atlanta d’abord (figure 119), à Miami ensuite (figure 120). Il passe sur Cuba les 2 et 3 où il occasionne aussi une régression thermique sensible (figure 121). La poussée gagne en altitude le 4 au-dessus de La Havane. Elle se manifeste entre le 3 et le 4 à Swan Island. La ligne de discontinuité cinématique qui se substitue ensuite au front reste entre Cuba et Hispaniola les 4 et 5 pour passer à l’Est des Vierges le 7. La frontolyse relativement rapide du front explique l’inactivité de l’advection au-dessus de Porto Rico. En effet, c’est bien en phase avec la poussée de l’anticyclone pelliculaire vers l’Est, qu’évolue la vague de pluviosité révélée par le tableau n^o 33.

303Les chutes de pluie du 7 à Cuba sont corrélatives du passage d’un nouveau front. Par contre il faut imputer à l’advection qui nous préoccupe les précipitations du 2 au 6. Le paroxysme du 3 lui est lié de façon évidente. La même remarque reste valable pour les pluies des 3 et 4 à la Jamaïque et des 4 et 5 à Hispaniola. Sur ces îles, la vague de pluviosité intervient souvent très fort sur les versants méridionaux. Le 3, la moitié du total cubain tombe en bordure de la Caraïbe au pied de la sierra Maestra (31,5 mm). Le 4, des 35 mm relevés à Hispaniola, plus de la moitié (20 mm) sont au Sud d’Haïti. Si, à la Jamaïque, Kingston n’a aucune précipitation, le centre de l’île est abondamment arrosé. Il apparaît donc que le Sud et le centre des îles subissent des pluies sérieuses ou même massives pour la saison, pluies qu’ils n’avaient pas dans les situations précédentes. En outre, l’immunité dont jouissait Cuba est détruite.

304Comment expliquer cela ?

305Avant le débouché du front, on assiste à l’Ouest des Grandes Antilles à une lutte d’influence entre l’air contiental et l’air tropical maritime. Le 30 janvier une discontinuité froide est sur le point d’affecter les îles. Or le 31, une poussée chaude l’inverse. Le R. S. du 1^er février à La Havane exprime ce fait (figure 121). Jusqu’à 700 mb l’air est très humide par circulation d’Est. Après cela, Pc vainct Tm. Toujours sur la capitale cubaine, c’est le R. S. du 3 qui indique le passage du front. L’air froid affecte la couche comprise entre 850 et 1 000 mb. Un air plus chaud le surmonte jusqu’à 300 mb, où la θ’W. atteint 20°. Cette structure aérologique de type continental aboutit à des conditions atmosphériques généralement stables. La stabilité absolue est réalisée entre les niveaux B et D, E et G, H et I. L’instabilité conditionnelle n’apparaît que sur de faibles tranches (entre A et B — c’est-à-dire entre 1 000 et 850 mb, D et E, G et H). Cependant l’humidité reste considérable et proche de la saturation du niveau de la mer à 300 mb. Cette humidité est un fait remarquable. On peut noter en effet que l’air très humide est un puissant facteur de précipitation, même lorsque le gradient de la courbe d’état est voisin de l’adiabatique saturée. C’est ainsi que bien que très redressée en air équatorial, cette courbe s’accompagne habituellement de fortes pluies parce que l’air est proche de la saturation sur de grandes épaisseurs. On peut admettre que parce qu’elles sont presque saturées, les tranches d’atmosphère conditionnellement instables, (et instables en fait à cause même de leur humidité) donneront de la pluie. Les facteurs antagonistes expliquent donc à la fois des précipitations non négligeables et non excessives au Nord de Cuba, 16 mm le 2 sur la capitale, 1, 15 et 9 mm dans les trois sections du Nord de l’île le 3. Dans de telles conditions, il suffit que le réchauffement marin supprime l’avancée froide des très bas niveaux pour que soit réalisée une structure aérologique très pluvieuse, principalement du fait du maintien d’un air quasi saturé sur une grande épaisseur. C’est ce que l’on trouve à Swan Island et à Guantanamo.

306A Swan Island (figure 145) c’est le R. S. du 3 février qui indique le passage du front. Celui-ci s’y manifeste comme à l’Ouest de Cuba, en altitude, par une très forte humidité au-dessus de 850 mb et une θ’W. comprise entre 18 et 20°. Toutefois dans les bas niveaux, le refroidissement n’est pas encore intervenu. C’est le lendemain que la poussée froide post-frontale apparaîtra sur toute l’épaisseur du R. S., répondant à ce qui se passe dès. le 3 à La Havane dans les couches inférieures et le 4 à tous les niveaux. Ce que l’on doit retenir ici, c’est donc, à la latitude de la Jamaïque, la présence d’un air humide au sein duquel l’absence de couche froide sous-jacente maintient la possibilité d’ascendance.

307A Guantanamo, le R. S. du 4 (figure 145) rappelle ceux du 3 sur les deux stations précédentes. Ce R. S. doit être représentatif de l’air que l’on rencontre ensuite sur Hispaniola. Or, à Guantanamo comme à Swan Island, et à l’encontre de La Havane, le réchauffement maintenu dans les plus basses couches explique l’instabilité conditionnelle, (accompagnée d’une forte humidité) réalisée sur de grandes épaisseurs d’atmosphère.

308En somme, à l’Est de Cuba et sans doute sur Hispaniola, et plus au Sud, sur la Jamaïque, l’effet réchauffant et humidifiant d’altitude prend toute sa valeur puisqu’il n’est pas accompagné, aux moments décisifs, de l’influence inhibitrice d’une coulée froide pelliculaire. Nous sommes ici plus loin qu’à La Havane de la source froide ; elle y interviendra donc plus tard et y sera d’ailleurs estompée.

309Les corrélations dans le temps indiquent que ce sont ces conditions et non celles qui viendront ensuite, qui amènent les pluies massives et générales à Cuba, la Jamaïque et Hispaniola. Il faut donc expliquer cette advection chaude et humide d’altitude à laquelle nous assignons une part importante de la pluviosité.

310La comparaison des R. S. du 3 à Miami (figure 120) et à La Havane (figure 121) permet les constatations suivantes. Si le R. S. de Miami montre une couche d’air très humide entre 1 000 et 900 mb, et au-delà un air plus sec en même temps que plus chaud, celui de La Havane garde l’humidité considérable que l’on sait jusqu’à 300 mb. C’est dire que les forts vents de S. W. qui, à partir de 700 mb, accompagnent dans les deux cas le réchauffement d’altitude, sont d’inégale humidité comme ils sont de température massique inégale. L’air chaud des couches moyennes et élevées à Miami est moins humide et moins chaud que celui que l’on trouve à La Havane. Il est même remarquable de rencontrer au-dessus de cette dernière station un « courant-jet » d’une grande puissance à 300 mb avec une température massique élevée. Les conditions révélées par la carte à 500 mb éclairent ces points.

311L’onde polaire du courant d’Ouest qui accompagne le 2 (à 1500 Tu) le front froid et descend alors bas en latitude est en accord avec une crête anticyclonique subtropicale dont la direction est subméridienne. Cette disposition permet, à l’Est, la descente froide au-dessus des Antilles orientales telle que nous l’avons déjà décrite. Elle suscite la remontée depuis le Pacifique d’un courant chaud sur Cuba après passage sur l’Amérique centrale (figure 126). C’est la poussée chaude et humide enregistrée au-dessus de La Havane par le R. S. du 3 à 0300 Tu, avec les vents forts de S. W. Ainsi y a-t-il, à la faveur de la vallée du courant d’Ouest et de la physionomie qu’elle impose à la crête subtropicale d’altitude, intervention d’un jet tropical. Celui-ci renforce le jet tempéré. On peut considérer que Miami est aux limites de ces deux influences et qu’Atlanta est dans la branche remontante du courant tempéré. Lorsqu’après ces conditions, l’onde polaire a glissé vers l’Est, il y a, à La Havane, un certain refroidissement massique en altitude. La station, située la veille sous le flux tropical, passe sous le contrôle de la circulation polaire. Un changement dans la direction des vents en donne confirmation. L’installation des conditions continentales amène par ailleurs une inversion ; celle-ci indique que la pluie ne pouvait être qu’antérieure à cette situation. Les dispositions de La Havane se retrouvent à Swan Island. C’est dans la partie du système situé immédiatement à l’avant de la discontinuité que se trouve réalisé le R. S. du 3. C’est immédiatement après qu’est obtenu celui du 4 (figure 145). Or c’est le premier qui rend de toute évidence compte des abats à la Jamaïque80.

312Nous avons donc tous les moyens de comprendre les pluies généralisées sur les trois Grandes Antilles occidentales. Le fait le plus important est l’intervention en altitude d’une puissante advection d’air tropical chaud et humide préfrontal. Il est entendu que la massivité même de cette advection est liée à la déformation post-frontale de la vallée polaire. On peut admettre en outre qu’avant l’inversion due au système polaire, les pluies arrivent dans les basses couches sur les façades caraïbes par vents humides de Sud immédiatement préfrontaux et sur les façades atlantiques par flux humides de Nord, immédiatement post-frontaux. On est ramené au schéma retenu dans l’analyse de l’effet de foehn. D’ailleurs une généralisation des vents tournants peut intervenir si le front disparaît. La perturbation dépressionnaire suivra. C’est ce que l’on a ici à partir du moment où se produit la frontolyse à hauteur d’Hispaniola.

313Ainsi apparaissent les ressorts de l’effacement des dissymétries et ceux des forts abats. Pour l’essentiel, cela revient à la réalisation d’un front puissant où s’affrontent des masses d’air très différentes. Notre position selon laquelle l’élément pluviométrique actif est, ici, le système antérieur, amène quelques remarques. L’advection tropicale chaude et humide d’altitude est active parce qu’elle est humide, car la chaleur agit dans le sens de la stabilité. Il faut donc, pour que les conditions soient optima que l’advection chaude arrive avant l’étalement de l’air froid pelliculaire, donc qu’elle domine Tm préfrontal, ou encore que Pc dégénère rapidement. L’humidification de l’air chaud sur une grande épaisseur rappelle un style que nous verrons ultérieurement et qui est spécifique de l’été. Les poussées chaudes épaisses provoquent des pluies qui sont parmi les plus massives de l’hivernage. Le style que nous venons d’analyser procède donc de façon contradictoire de processus hivernaux puissants et d’événements aux caractères estivaux. C’est pourquoi il est d’une très grande portée. Peut-être est-il à assimiler aux temps d’hiver signalés par les météorologistes de Porto Rico81 avec abats très importants par réalisation d’un fort talweg à axe S.W.-N.E. au-dessus de la Caraïbe vers 300-200 mb, et intervention d’un jet tropical.

314Tout ceci confirme le rôle fondamental de l’onde d’altitude. Or, cette vallée du courant circumpolaire pourra intervenir sur les pluies par son caractère polaire pur, en superposant un air froid à un air plus chaud. Telle est la situation qui évolue entre le 27 janvier et le 1^er février 1952.

LE TEMPS DU 27 JANVIER AU 1er FEVRIER 1952 (AVEC ADVECTION POLAIRE D’ALTITUDE)

315L’évolution météorologique inscrite sur les cartes indique l’ampleur exceptionnelle des événements. Le 27 janvier à 500 mb, la crête tropicale occupe le domaine caraïbe. Une onde profonde du courant d’Ouest se situe alors sur la Californie et le Mexique, projetant loin vers le Sud les isothermes — 10° et — 15°. Au sol, le front va du Mexique à l’embouchure du Saint-Laurent. Sa netteté est en accord avec la puissance des centres d’action émissifs de masses d’air, l’anticyclone continental pelliculaire et l’anticyclone atlantique. Celui-ci s’étale des côtes de l’Eurafrique jusqu’à la Mer du Golfe. Le 28 l’onde d’altitude dont l’ampleur est considérable, fait reculer vers l’Est et le S.-E. l’anticyclone chaud. L’isotherme — 10°, projetée au-dessus du Pacifique tropical, atteint l’extrémité occidentale de Cuba. Au sol, le front passe sur la Mer du Golfe. Il est sur le point d’atteindre Cuba. Le 29 cette île, la Jamaïque et la plus grande partie d’Hispaniola, se trouvent sous l’onde planétaire. Celle-ci correspond à une poussée froide d’une intensité exceptionnelle (figure 146). En effet si l’isotherme — 10° passe sur le Yucatan et Cuba, la courbe — 15° arrive au plus près de la grande île antillaise. Au sol, le front froid va du Pacifique à la région du Saint-Laurent et atteint l’Oriente Cubain. Le 30 à 500 mb, la crête tend à réoccuper les Grandes Antilles. Seul Cuba reste hors de son action. Le front, toujours remarquable — il atteint la zone du Canal de Panama — passe sur la République d’Haïti. Le 31 la crête chaude se renforce. Cuba repasse sous son influence ; l’isohypse 194 surmonte la Jamaïque, Hispaniola et Porto Rico. Le front reste intact sur l’Atlantique occidental jusqu’à l’Est de la République dominicaine, mais s’efface dans la mer des Antilles. Le 1^er février en altitude, les conditions sont celles de la veille. Au sol, l’anticyclone pelliculaire A1-2 pousse devant lui une discontinuité froide en voie d’effacement au moment du passage sur Porto Rico et les Vierges. Le 2, une nouvelle onde d’altitude attaque l’Ouest de Cuba tandis que l’anticyclone pelliculaire du cycle précédent s’étale sur l’ensemble des Grandes Antilles ; son front intact ne subsiste plus que sur l’Atlantique subtropical.

316Quelle est, au cours de cette évolution la disposition des pluies ? (tableau 34). Le glissement vers l’Est de la vague de pluviosité correspond bien tout d’abord à la migration des centres d’action. Il faut remarquer ensuite la massivité des abats sur les îles et principalement sur les plus occidentales. Cette massivité est, en troisième lieu, un fait valable sur la totalité des territoires. Le 29 janvier, en particulier, il tombe 30,5 mm au Centre-Sud de Cuba et 28,5 mm au pied méridional de la sierra Maestra. Le même jour il y a 58 mm à Kingston. Hispaniola et surtout Porto Rico sont touchés d’une façon moins massive. Le versant caraïbe de Porto Rico n’a que des abats relativement modestes. On assiste ainsi, là encore, à la disparition de l’immunité pluviométrique dont jouit habituellement Cuba au passage d’un front. Bien mieux, ce sont les îles occidentales, les moins pluvieuses en moyenne hivernale, qui sont le plus touchées.

317On peut en première approximation expliquer l’allure des pluies par la netteté du front dans les basses couches jusqu’à Haïti. En fait, à lui seul, ce phénomène ne les explique pas. Surtout il ne saurait rendre compte de leur présence au Sud des îles. C’est l’onde d’altitude, que l’on peut certes considérer comme l’élément supérieur du front, qui, par sa puissance, provoque l’instabilité verticale nécessaire aux forts abats. Or, contrairement au cas précédent, l’onde n’intervient pas, indirectement en quelque sorte, par la remontée d’un flux tropical chaud et humide mais, directement, par la descente de l’air polaire froid et d’ailleurs sec. C’est ce que fait pressentir la confrontation de la très puissante onde planétaire du 29 avec les fortes pluies sur les îles qui y sont le plus directement soumises (Cuba et la Jamaïque). C’est ce que confirme l’analyse des R. S. Avant de les envisager, remarquons que cette disposition revient, avec plus d’ampleur, au cas où l’onde intervient au Nord des îles seulement.

318Du 27 au 29 (figure 147) La Havane est sous l’influence de l’air maritime aux altitudes inférieures. A 1 000 mb, la θ’W. ne cesse d’augmenter au cours de ces trois jours : 18°5 le 27, 19°3 le 28, 20° le 29. D’un autre côté, les 27 et 28, la stabilité interdit les pluies, une inversion est réalisée entre 850 et 700 mb. Or, le 29 les conditions d’altitude inhibitrices disparaissent. L’instabilité conditionnelle intervient alors sur toute l’épaisseur de l’atmosphère comprise entre 1 000 et 500 mb et l’instabilité convective au moins jusqu’à 700 mb. Comment s’explique cette structure nouvelle favorable aux abats ? La « courbe bleue » n’est pas tracée jusqu’à 500 mb et les vents ne sont pas consignés au-delà de 1 000 mb. Il est pourtant évident que c’est la poussée froide de l’onde, très visible dès 700 mb, conjuguée au maintien de conditions tropicales dans les basses couches qui apporte cette instabilité conditionnelle. Car à l’inverse de ce qui se passait dans le cas précédent, ce sont les couches inférieures qui restent chaudes et humides quand la poussée froide atteint déjà l’Ouest de Cuba. Le 30, le front et l’onde interviennent conjointement mais cette fois pour stabiliser l’atmosphère. En 24 heures, la θ’W. est passée, à 1 000 mb, de 20° à 12°. A 850 mb, la régression a été aussi sensible, la θ’W. y étant descendue de 18 à 10°5. Cette poussée de l’anticyclone pelliculaire est suffisante, dès cet instant, pour faire réapparaître la stabilité absolue entre 850 et 700 mb. Ceci parce que, bien que se poursuivant, l’advection froide d’altitude82 est moins sensible que dans les basses couches. Les dispositions du 31 ne font qu’accentuer l’évolution de la veille, avant que le front et l’onde s’estompent, et que le réchauffement s’opère à tous les niveaux.

319Nous retrouvons un schéma connu. La stratification thermique qui crée les conditions pluviométriques favorables sur une épaisseur d’atmosphère notable explique la généralisation des pluies à Cuba. C’est parce que les effets de l’onde précédent ceux de l’anticyclone pelliculaire qu’il y a réalisation d’une instabilité propice. Mais là encore, le facteur qui crée les situations favorables à la pluie (poussée froide) fournit aussi les conditions antagonistes par prolongement de son intervention.

320Ce qui est vrai pour Cuba (vu à travers le R. S. de La Havane) le reste pour la Jamaïque (vu à travers celui de Swan Island (figure 148). Ici, toutefois, le niveau de l’attaque froide maximale se situe autour de 700 mb. Du 27 au 29 janvier il y a accentuation de la poussée tropicale au plus bas. Les vents d’Est à S.-S.E. s’accompagnent à 1 000 mb d’une augmentation de la θ’W., 21°2 le 27, 21° le 28, 22° le 29. Par ailleurs, les 27 et 28, nous retrouvons la stabilité absolue entre 850 et 700 mb dans un courant tropical d’Est à S.-E. Mais le 29, à 700 mb en particulier, un vent vigoureux de N. W. s’établit qui s’accompagne d’une régression de la température de la courbe d’état. L’inversion disparaît. L’instabilité conditionnelle s’installe sur 3.000 m d’épaisseur. Le 30 la poussée froide, la plus intense à 850 mb, ramène la stabilité absolue au-dessus de ce niveau, les très basses couches restant fortement instables et expliquant que des pluies se maintiennent au-delà des conditions du 29. Le 31, cette poussée désormais maximale dans les plus basses couches (elle s’est accentuée à 1000 mb) consolide la stratification thermique favorable à la rémission pluviométrique. Ceci avant le réchauffement des jours suivants, au moins dans les 3.000 premiers mètres d’atmosphère.

321Le parallélisme avec Cuba est frappant. On retrouve au total une évolution classique de la poussée froide. Aux plus bas niveaux son intervention finale est créatrice d’inversion thermique et en altitude son action préalable, génératrice d’instabilité. En tout état de cause, l’attaque froide d’altitude apportant l’instabilité sur d’assez grandes épaisseurs d’atmosphère efface temporairement l’effet du relief.

322Au Sud de Porto Rico, les 12,5 mm du 29 janvier ne peuvent être mis sur le compte des processus qui nous préoccupent. Seuls y appartiennent les 2,7 mm du 31. Or, en dehors de ce maigre abat, il n’y a rien. Rien en particulier le 1^er février, au moment où les événements décrits interviennent sur l’île avec le plus de netteté. L’advection polaire de l’onde, puissante à l’Ouest, n’a plus d’action essentielle ici. La poussée froide, apparente sur les R. S. des 2 et 3 février aux bas niveaux n’y a plus de préalable suffisamment puissant à 700 ou 500 mb pour créer une pluviosité généralisée. Le rôle de la vallée circumpolaire d’altitude se trouve ainsi confirmé.

323Avec ces deux exemples d’ondes très actives sont résolus plusieurs problèmes. Et tout d’abord celui de la généralisation des pluies. Nous sommes ici en présence de perturbations très épaisses qui annulent ou du moins minimisent l’effet du relief. Nous avons pressenti cette explication dans l’étude descriptive en invoquant les conditions estivales. En hiver l’effacement des dissymétries procède, à l’occasion, d’un fait du même ordre. Est résolu ensuite le problème de l’intervention de l’onde d’altitude. Cette intervention est complexe. Elle est dynamique car la vallée dirige les anticyclones pelliculaires. Elle est aussi thermique. C’est ce caractère qui suscite l’action de l’onde sur l’ensemble d’une île. Mais il s’agit de dispositions délicates qui font jouer de façon subtile la notion de chronologie à divers niveaux et, dans le cas où l’advection est chaude, l’apport nécessaire de l’humidité.

324En moyenne la pluviosité hivernale est fortement dissymétrique, donnant l’avantage à la fois au Nord des îles et aux îles les plus orientales. Or les poussées d’Ouest de la dernière catégorie proposée sont en désaccord avec ce schéma. Leurs effets aberrants sont toutefois insuffisants pour modifier les tendances générales. C’est la preuve qu’elles sont statistiquement en nombre limité. Sont également à part par rapport aux dispositions pluviométriques hivernales les plus habituelles, les pluies intervenant par régime frontal de Nord.

2. — LES PLUIES AUX GRANDES ANTILLES PAR REGIME DE NORD

325Le régime de Nord hivernal aux Grandes Antilles est corrélatif de la poussée froide du type de transition83. Il peut être à peu près inactif. Il en est ainsi du 12 au 19 février 1951 (situation décrite précédemment)84. Il peut être très pluvieux. C’est le cas entre le 6 et le 12 mars 1952, soit que les îles se trouvent arrosées sur toute leur surface (Cuba et Hispaniola), soit que les façades Sud ne soient pas affectées (Porto Rico et la Jamaïque). Lorsque la poussée de Nord est active, les abats sont simultanés sur les Grandes Antilles.

326a) La poussée de Nord est inactive. — Dans le cas du 12 au 19 février 1951 (figure 124), l’absence de pluies a pour cause directe le maintien de l’inversion entre 850 et 700 mb, avant, pendant et après le passage du front. Il en est ainsi sur les R. S. de La Havane et de San Juan. A San Juan le front se manifeste le 18 par humidification de l’air entre 850 et 1 000 mb. La poussée froide consécutive est nette le 19 entre les mêmes niveaux. A 850 mb la θ’W. tombe de 16°3 à 14°8 et à 1 000 mb, de 18°5 à 17°4. La question se pose de savoir pourquoi l’inversion stabilisante se maintient au passage d’une discontinuité froide qui devrait la faire disparaître provisoirement. Ceci d’autant plus qu’une onde à 500 mb tronçonne l’anticyclone chaud et que les 16 et 17 s’opère une forte avancée vers le Sud de l’isotherme — 10°. L’inactivité de la perturbation ne peut, en effet, être imputée à l’immunité obtenue par la présence d’une forte dorsale anticyclonique chaude d’altitude.

327Il faut avouer que la réponse est hasardeuse. La première explication qui vient à l’esprit implique l’effet de divergence lié à la présence de basses pressions atlantiques. Cette explication n’est pas pleinement satisfaisante si l’on songe que des dispositions synoptiques identiques, et en particulier l’existence d’une dépression, peuvent s’accompagner de pluies. Une autre remarque s’impose. La carte du 16 montre le front d’un air qui, bien que maritime, est nécessairement froid étant donné son trajet méridien et sa source. La puissance de l’anticyclone pelliculaire et celle de la dépression militent en ce sens. Or cette attaque froide est maximale à 850 mb. On est frappé de voir qu’à San Juan avant, pendant et après le front, la θ’W. y reste basse. Il est probable que l’advection polaire est moins intense à 500 mb. Les courbes d’état, en l’absence de valeurs de la θ’W., le font pressentir. Il est donc plausible d’admettre que c’est un écoulement méridien frais et continu, caractéristique de la combinaison isobarique réalisée, et se manifestant à niveau d’attaque constant, qui maintient l’inversion au passage du front. Ainsi, nous pensons là encore à un processus différentiel d’attaque froide dans le plan vertical, ce qui n’empêche pas d’admettre durant la période considérée, le rôle de la subsidence.

328Cette vue se trouve d’ailleurs étayée par l’exemple suivant où l’advection polaire est la plus sensible à une altitude plus élevée et où les pluies accompagnent le front.

329b) La poussée froide de Nord est active (6 au 12 mars 1952). — Le blocage vers l’Est de l’énorme anticyclone continental du 6 par une dépression atlantique, l’oblige à glisser sur Terre en direction des Antilles. On peut donc s’attendre à un front froid plus brutal que dans le cas précédent. Celui-ci arrive au plus près des îles et parallèlement à leur façade septentrionale, le 7. Le 8, après une ultime progression s’opère sa frontolyse. L’anticyclone qu’il précédait étant resté centré sur la baie d’Hudson, l’attaque froide des Antilles arrivait directement du bassin polaire. A l’Ouest, toutefois, le front stabilisé la veille par une poussée chaude de Sud, s’est inversé en front chaud. Le 9, cet élément occidental remonte vers le Nord, au-dessus du golfe. Durant la période, l’onde a refoulé en partie vers le Sud l’anticyclone d’altitude sans que l’advection froide ait pris un tour sévère à 500 mb.

330C’est dans ces conditions que la simultanéité des abats est frappante, le 9, de la Jamaïque à Porto Rico, Cuba ayant été atteint un peu plus tôt (tableau 35). Une allure pluviométrique originale, seule, justifie la mise en évidence d’un tel cas, car l’explication nous ramène à des schémas connus. L’importance des pluies au Sud de Cuba et d’Hispaniola : 15 mm le 8 et 11 mm le 9 à Cienfuegos, 13 mm au Sud d’Haïti et 21 mm au Sud de la République dominicaine le 9 également, s’ajoute à celle des abats situés sur les autres parties des îles. Elle peut s’expliquer par la poussée chaude. Pour le reste, il faut remarquer l’instauration d’une instabilité conditionnelle au passage de l’advection froide se manifestant surtout à 700 mb. Ainsi, à La Havane le 8, à San Juan le 9 est réalisée l’instabilité conditionnelle d’un air humide, du niveau de la mer à 700 mb. Ceci, avant que l’air froid gagne en force les très basses couches. Une poussée polaire située entre 1.500 et 3.000 m devance donc la manifestation du front aux plus bas niveaux ; c’est elle qui fait sauter l’inversion régnant préalablement. Ce qui ne se produisait pas dans la situation précédente.

3. — LES PLUIES AUX GRANDES ANTILLES PAR REGIME DE N.-E. A E.

331Les conditions pluviométriques par régime de N.-E. sont liées à la poussée froide du type 485. C’est alors que régnent sur les îles Pcd ou Pmt. Ces conditions succèdent, ou non, à des pluies apportées par la poussée du premier type. Nous savons qu’une généralisation du régime de N.-E. correspond à l’intervention froide possible dans Tm86. C’est surtout en dehors de la période hivernale que nous tenterons par la suite de la déceler en ce sens, et que nous chercherons si elle est génératrice de pluies. Nous devons rattacher aussi au régime de N.-E. les perturbations d’hiver qui, nées sur un front polaire, sont prises dans le flux alizéen et évoluent vers l’Ouest.

332C’est par blocage d’un noyau anticyclonique bermudien qu’on peut saisir des vagues froides ramenées sur les Antilles à partir de l’E.-N. E. En principe, les pluies corrélatives devraient constituer des ondes de pluviosité se déplaçant de Porto Rico vers Cuba ou la Jamaïque. En fait, à l’inverse de ce que nous trouverons lors des perturbations estivales, il est difficile de détecter de telles pluies, sauf par dépressions fermées caractérisées. Le plus souvent, les précipitations se manifestent sur les îles orientales ; les îles occidentales, non atteintes, ou ne l’étant que par un processus estompé, restent sans eau ou presque. Plus rarement, semble-t-il, toutes les Antilles sont touchées. Ce régime est donc un puissant facteur de la dissymétrie pluviométrique Ouest-Est que nous avons dégagée plus haut87 et que nous avons charge d’expliquer.

333Comme il est difficile ici de suivre à la fois une vague de pluie et sa cause, nous envisagerons les événements sur un plan général.

334a) Régime pluvieux par poussées froides de A1-2, A2, dans Pcd, Pmt (28 novembre au 12 décembre 1951). — Durant cette période, il y a tout d’abord glissement vers l’Est d’un anticyclone pelliculaire donnant une poussée froide du premier type. Celle-ci est corrélative d’une vague de pluviosité qui affecte Cuba avant de se manifester sur les Grandes Antilles centrales et orientales. Puis l’anticyclone se bloque pendant plusieurs jours sur l’Atlantique occidental, grâce à une dépression située au centre de l’Océan. L’air frais méridien s’écoule alors sur la face orientale des hautes pressions et aboutit aux Antilles par l’Est. Comme le montre le tableau n^o 36, Porto Rico et Hispaniola en subissent au maximum les effets. Les pluies cessent quand la dorsale atlantique rétablit un air tropical.

335La mise en place du régime de N.-E. s’opère entre le 28 novembre et le 2 décembre. Il règne du 3 au 7. Le 8, une dorsale à 1.015 mb s’établit sur tout l’Atlantique et supprime, vers le Sud, le talweg sur le bord occidental duquel s’écoulait l’air frais à destination des Antilles. Les pluies s’arrêtent le 9. On constate, par ailleurs, que durant l’intervention de A2 les pluies sont constantes et sérieuses sur Porto Rico et Hispaniola, et bien disposées sur leur territoire. Elles sont par contre réparties médiocrement sur la Jamaïque pour devenir nulles sur Cuba.

336Comment expliquer cela ? En altitude, sauf au-dessus de la zone porto-ricaine88, la crête chaude se maintient en général à 500 mb. Dans les plus basses couches, les 3 et 4, l’anticyclone de style A2 se renforce par le Nord. Dans le même temps, une expulsion froide méridienne s’écoule vers le Sud sur sa face orientale. Elle est signalée par la présence d’une discontinuité froide greffée sur la dépression atlantique. Le 5, A2 glisse légèrement vers l’Est. Il est sur le point d’être renforcé à l’Ouest par un anticyclone américain dont le front froid passera en fait au Nord des Grandes Antilles sans les affecter. Une expulsion polaire apparaît encore sur son bord. Les 6 et 7, la combinaison isobarique A2 — Da — A3 est très bien réalisée. Le 7, A2 domine toutes les Antilles (figure 149). Il redistribue donc par le N.-E. durant la période, l’air qu’il reçoit en renforcement par le Nord. Mais en altitude la ponction froide, du fait de l’épaisseur de la dépression atlantique est également à envisager. Nous venons de dire que dans la région de Porto Rico (à laquelle il faut ajouter les Petites Antilles) l’onde affecte la crête subtropicale. Il est donc intéressant de voir quelle allure revêtent les R. S. de San Juan et de La Havane.

337A San Juan, la circulation d’E.-N.-E. va en s’épaississant du 3 au 10. Elle n’atteint pas encore 700 mb le 5, mais dépasse ce niveau du 6 au 8 ; à partir du 9 et surtout du 10, la circulation est de N.-E. au moins jusqu’à 500 mb. Dans ces conditions, l’atmosphère est souvent instable sur une grande épaisseur. Ceci résulte d’un réchauffement des basses couches et d’un refroidissement aux moyens et hauts niveaux. La θ’W. à 1.000 mb est supérieure à 20° entre le 3 et le 8 (elle atteint 21” le 5, 21°2 le 6 et 23°6 le 8). L’action prolongée de la mer, de plus en plus chaude au fur et à mesure que l’on approche de l’Equateur, se fait sentir sur les masses d’air en marche vers le Sud. Mais en altitude, celles-ci conservent leurs qualités d’origine. Les R. S. des 8 et 9 à 0300 Tu, traduisant les situations synoptiques et pluviométriques des 7 et 8, en sont la meilleure illustration (figure 150).

338Le 8 dans le temps où le réchauffement est massif à 1.000 mb (23°6), la θ’W. est, entre 850 et 700 mb, de 18°4. A 500 mb, elle atteint seulement 16°5. A ce niveau, la température est explicable par l’onde du courant d’Ouest qui s’étend sur Porto Rico et les Petites Antilles (la carte isohypse du 7 à 500 mb montre bien la poussée froide). La branche polaire de la circulation méridienne qui agit sur l’Est des Grandes Antilles, intervient donc fortement en altitude à cette date et crée une instabilité conditionnelle et convective sur 6.000 m d’atmosphère au moins. Il y a là les raisons suffisantes de la recrudescence des pluies du 7. A San Juan, les chutes horaires sont nombreuses durant la journée (8 chutes le matin, 7 l’après-midi à l’aéroport ; 6 le matin et 6 l’après-midi en ville). Les précipitations sont importantes au Nord, au centre et à l’Est de Porto Rico en accord avec la direction prise par les masses d’air instables.

339Le R. S. du 9 enregistre de façon évidente le passage d’une discontinuité froide. Cette poussée de N.-E. se manifeste entre 1 000 et 700 mb89. Elle est le fait d’un air polaire sec. Son action brutale est sensible à 1 000 mb où la θ’W. diminue de 4°3 en 24 heures. Elle l’est plus encore à 700 où la θ’W. perd 5°4. Quoiqu’à peu près sèche à San Juan, cette structure continue à apporter des pluies. Celles-ci sont, il est vrai, en régression par rapport à la veille.

340Les précipitations de Porto Rico, auxquelles nous associerons celles d’Hispaniola, sont donc liées à une atmosphère habituellement instable sur une grande épaisseur, instabilité d’autant plus grande que l’humidité reste très appréciable.

341Comment les faits se présentent-ils à La Havane, où les pluies sont inexistantes ? L’air y est, jusqu’au 7, de S. à E. sous 850 mb. L’épaississement de ce régime se fait ensuite jusqu’à 500 mb. De ce point de vue, la capitale cubaine subit, avec aggravation progressive en altitude, le régime de San Juan par anticyclone maritime. La Havane se rapproche de San Juan, et de manière inattendue, d’une autre façon encore. En effet, en dehors même du R. S. du 3 où elle est obtenue sur une grande épaisseur, l’instabilité conditionnelle existe du 4 au 8 de 1 000 à 700 mb. Or, une instabilité conditionnelle sur 3 000 m est normalement suffisante pour provoquer la pluie90. En outre, le 4, elle est accompagnée d’une humidité appréciable sous 700 mb. Exactement comme à Porto Rico ces conditions s’expliquent par le jeu différentiel des masses d’air. Les basses couches sont chaudes dans le temps où se manifeste le refroidissement d’altitude (à 700 mb du 6 au 8).

342Pourquoi, malgré des similitudes si frappantes, l’abondance pluviométrique de Porto Rico et l’extrême indigence de Cuba ?

343Il faut remarquer tout d’abord, en dehors de l’intérêt qu’il y aurait à avoir les niveaux caractéristiques, que l’atmosphère est très humide le plus souvent et sur une grande épaisseur, à San Juan. Ce qui n’est pas le cas à La Havane. Sur cette station, si l’humidité est importante à tous les niveaux le 3, elle reste faible du 5 au 8 à partir de 850 et surtout de 700 mb. Bien que l’inversion de subsidence des anticyclones n’apparaisse pas ici (du moins à négliger les points caractéristiques) on peut donc penser que Cuba subit l’effet de la divergence horizontale. Mais aussi et surtout, il est certain que l’immunité anticyclonique d’altitude intervient sur cette île, qui n’intervient pas plus à l’Est (figure 151). La carte isohypse du 4 montre l’anticyclone chaud au-dessus des Grandes Antilles et de l’Amérique centrale. Cette crête déborde alors largement sur l’Atlantique, mais le 5, des vagues du courant d’Ouest écornent les Bahama et le Nord de l’arc oriental. Plus à l’Ouest, l’anticyclone se maintient. Le 7, nous savons qu’une vaste onde d’altitude règne sur l’Atlantique central et qu’à sa faveur les isothermes appuient vers le Sud en direction de Porto Rico et des Petites Antilles. Or, dans ce temps, il y a renforcement de l’anticyclone chaud sur Hispaniola, Cuba et la Jamaïque. L’isohypse 194 apparaît même sur l’extrémité occidentale de Cuba. Les 8 et 9 le processus du 7 se poursuit : étalement de l’anticyclone renforcé sur les trois Grandes Antilles occidentales, descente d’un talweg sur Porto Rico et l’arc oriental jusqu’au Venezuela. Une dépression fermée se dessine même sur les Petites Antilles septentrionales au sein de cet étroit talweg.

344La branche froide de la circulation méridienne livre son mécanisme pluviométrique. Les R. S. montrent que l’advection polaire atteint les Grandes Antilles au-dessus des plus basses couches et non dans les plus basses couches car, pour ces dernières, l’action prolongée de la mer (du fait du blocage des centres d’action) intervient puissamment. Mais, alors que la partie supérieure de l’advection atteint au moins 500 mb à l’Est, elle reste en deçà à l’Ouest. Sur ce point les R. S. et les positions de la crête chaude des cartes isohypses sont d’accord. Au total, sur Cuba, l’absence de poussée froide au moins notable à 500 mb et un degré hygrométrique de l’air médiocre, font que l’instabilité conditionnelle ne se « réalise » pas comme elle le fait plus à l’Est. Dans Ce dernier cas, l’advection polaire est sensible à 500 mb et l’humidité atmosphérique appréciable. Comme les poussées froides n’en apparaissent pas moins aux niveaux moyens à Cuba, il faut admettre qu’elles se placent dans un contexte identique à celui des fronts froids inactifs du régime d’Ouest91.

345Ainsi, le point d’application maximale de l’advection polaire qui était, à tous les niveaux, au plus près du continent dans le type de la poussée 1, s’en trouve ici le plus éloigné. C’est que, avec A2, intervient dans le cadre de la circulation méridienne une dépression très épaisse. Cette épaisseur implique la solidité, qui s’étend d’ailleurs à toute la combinaison isobarique. Celle-ci disparaît pourtant le 9 quand se comble le talweg au Sud. A partir du 10, à San Juan comme à La Havane, se trouve réalisée une inversion entre 850 et 700 mb. A San Juan du 10 au 12 la circulation reste d’Est à tous les niveaux ; l’inversion y est remarquable durant trois jours. A La Havane où l’inversion est également très nette, les vents sont partout d’Est le 10 et jusqu’à 700 mb le 11 ; le 12 s’opère un renversement complet sauf à 1 000 mb. La fin de la circulation méridienne coïncide donc avec l’apparition d’une inversion généralisée, l’établissement progressif de l’anticyclone atlantique unique et le rétablissement en altitude de la crête chaude par rétraction de l’onde de la caraïbe orientale. Tout milite en faveur de la cessation des pluies.

346b) Régime pluvieux par poussées froides de As, AA dans Pmt, Tm (19 au 30 avril 1951). — Il va être envisagé maintenant une suite d’événements qui reprennent les dispositions précédentes, tout en les combinant au régime d’Est par intervention de l’anticyclone atlantique unique.

347Il sera ainsi possible de retrouver la pluviosité due à l’insufflation d’un air polaire maritime direct sur les îles (Pmt émis par un anticyclone occidental) et d’y ajouter celle de Tm « neuf » (tableau 37).

348Il existe des vagues froides dans Tm épais conformément à ce qu’a fait pressentir la généralisation de la notion de poussée froide dans le type 4 (figure 127). Tel est bien le cas du 1^er au 3 février 1951, à San Juan. Mais la courbe d’état y comporte une inversion, ce qui interdit les pluies. D’une façon générale, une participation de Tm à l’insufflation de l’air frais aux basses latitudes est à lier au renforcement de l’anticyclone atlantique par le Nord et l’Ouest. L’air polaire ainsi emmagasiné est ensuite redistribué dans le flux alizéen. Celui-ci dépend d’ailleurs, par sa force, de ce renforcement.

349Dans la situation qui va du 19 au 30 avril 1951, nous allons saisir des moments où la pluviosité arrive par Tm. Mais ils se trouveront encadrés par l’air polaire plus direct.

350Pour aborder cette période complexe, le mieux est de commencer par les effets pluviométriques. Le tableau 37 montre que de forts abats se présentent sur toutes les îles. Ceux-ci sont permanents sur Porto Rico et Hispaniola, très soutenus sur la Jamaïque, épisodiques à Cuba. Les étiquettes massiques révèlent les combinaisons isobariques qui dominent ces précipitations. Les pluies importantes du 20 avril à Cuba et à la Jamaïque sont à mettre en accord avec le passage d’une poussée froide (signalée par l’étiquette Pcd du 21)92. Quant à la puissance des abats généralisés du 25 au 28, elle est aussi à mettre sur le compte d’une forte advection froide (indiquée par l’étiquette Pmt). Restent entre temps, c’est-à-dire du 22 au 24 et les 29 et 30, des pluies qui n’atteignent pas Cuba et qui sont dues à l’air tropical maritime ((jeune », puisqu’il est encadré étroitement par des processus polaires. Cet air tropical est « actif » à la manière hivernale, grâce au rôle joué dans son sein par l’air polaire du renforcement de son anticyclone émissif. L’analyse des centres d’action va confirmer le schéma.

351Au niveau de la mer règne, du 18 au 20, l’anticyclone atlantique unique. Le 21 apparaît la combinaison A1-2 AA ; le front de l’anticyclone mobile n’atteindra pas les îles par la suite mais l’advection froide qu’il dirige arrivera à Cuba et à la Jamaïque, y provoquant des précipitations. Ce noyau froid se fond à AA le 22. Du 22 au 24 règne donc sur les îles l’air tropical maritime émis par un anticyclone renforcé de fraîche date. Les pluies connues alors par les Grandes Antilles, Cuba excepté, résultent d’une généralisation du style froid hivernal à l’intervention de Tm. Lorsque, le 25, AA se renforce par le Nord, a lieu dans le même temps une modification essentielle. AA cesse, et ceci jusqu’au 28, de s’étendre à l’Est de l’Atlantique. Au large de l’Europe stagne en effet une forte dépression. Sur l’Est de AA s’écoule désormais un air polaire maritime direct. Le 27 le noyau anticyclonique se rétracte au point d’occuper seulement l’Atlantique occidental tandis que la dépression règne sur les Açores. Du 25 au 28 nous retrouvons donc un style décrit précédemment. Les 29 et 30, AA règne de nouveau avec des pluies en Tm93.

352Le régime pluviométrique s’accorde avec les vicissitudes des combinaisons isobariques reconnues au niveau de la mer. Deux styles apparaissent si l’on exclut celui du début. L’un est lié à l’anticyclone maritime très étendu, l’autre à l’anticyclone limité au centre ou à l’Ouest de l’Atlantique. Dans les deux cas l’air pluvieux vient de l’océan94.

353Nous savons que des pluies généralisées à toutes les longitudes, comme c’est le cas ici, impliquent des conditions d’altitude propices. Le fait est que durant toute la période règne l’onde au-dessus des Grandes Antilles. Le plus souvent stationnaire, elle surmonte fréquemment Cuba, la Jamaïque et Hispaniola. Ainsi domine-t-elle tout ou partie des îles le 19, du 22 au 26, du 28 au 30. En outre, des dépressions fermées peuvent s’installer dans son sein ou subsister après son effacement provisoire (c’est ainsi que le 27 » sur Cuba, règne à 500 mb une dépression, séquelle de l’onde). Cette situation s’accompagne d’une advection froide signalée par l’avancée fréquente vers le Sud, de l’isohypse — 10°.

354Les injections froides à tous les niveaux, corrélatives des vicissitudes des anticyclones et de l’onde d’altitude sont à l’origine de l’instabilité généralisée. A aucun moment, ces arrivées froides ne provoquent la stabilité du style de celle que nous rencontrions dans le type de poussée n^o 1. Car l’air polaire arrive de l’Océan et l’air radiatif des basses couches ne peut intervenir sur Cuba comme il le faisait dans ce cas.

355A La Havane (figure 152) l’instabilité conditionnelle est remarquable jusqu’à 500 mb, à peu près en permanence. Il en est de même pour l’instabilité convective jusqu’à 700 mb. Celle-ci apparaît en outre les 27 et 28 jusqu’à 500 mb (il s’agit d’ailleurs des conditions minimales car à ce niveau les données peuvent manquer). A San Juan (figure 153) l’instabilité conditionnelle est moins fréquente. On relève une inversion entre 850 et 700 mb les 19, 20, 21, 25 et 27 ; la stabilité absolue règne en outre les 28 et 29 entre 700 et 500 mb. Quant à l’instabilité convective, elle est de l’ordre de celle de La Havane jusqu’à 700 mb. Toutefois, on la note plus souvent jusqu’à 500.

356L’instabilité ne fait pas intervenir que l’allure de la courbe d’état et de la « courbe bleue ». Elle implique également le degré d’humidité atmosphérique. Si on prend ce dernier en considération, on constate que San Juan est finalement plus instable que La Havane. Car l’humidité y est habituellement beaucoup plus grande, et ceci sur les 6.000 m d’atmosphère de référence. D’où une pluviosité plus soutenue sur l’île orientale que sur Cuba.

357On retrouve un des points notés dans l’exemple précédent. L’instabilité était souvent assurée à La Havane comme à San Juan sur une certaine épaisseur. Si la pluviosité était inexistante à l’Ouest et importante à l’Est, c’était non seulement à cause de l’immunité d’altitude fournie par la crête chaude, mais aussi parce que le degré d’humidité était restreint dans le premier cas du fait d’une emprise plus grande de l’anticyclone.

358Les pluies sont ainsi plus fréquentes à Porto Rico et Hispaniola qu’à Cuba et la Jamaïque parce que l’instabilité y reste plus grande du fait d’une humidité atmosphérique plus soutenue. Il n’empêche que l’Ouest des Grandes Antilles demeure susceptible de pluies grâce à des gradients thermiques favorables.

359On peut mettre cette différence d’humidité en parallèle avec une autre différence. Si on compare les θ’W., on constate que les masses d’air à La Havane sont en général nettement plus froides qu’à San Juan. Quand Pmt se substitue sur les îles à Tm du 26 au 28, la poussée polaire corrélative à La Havane, est beaucoup plus nette qu’à San Juan. On peut penser qu’alors la figure isobarique A2 impose un parcours maritime plus considérable aux parties du flux qui atteignent Porto Rico qu’à celles qui arrivent sur Cuba. Le sens des vents le prouve. Du 24 au 28 leur direction moyenne est, à San Juan, entre 1 000 et 700 mb, d’E. à S.-E. ; elle est à La Havane de N.-N. E. à E.-N. E. Ainsi, par régime d’Est hivernal, l’Ouest de l’archipel septentrional reste plus soumis que l’Est aux influences polaires froides et sèches.

360Air le plus chaud et le plus humide grâce à un long parcours océanique, le flux d’Est se trouve donc le plus instable. Un facteur ténu suffira à y provoquer la pluie. C’est là où les discontinuités froides internes peuvent intervenir le plus efficacement. Peut-être peut-on alors penser à un processus de transition entre les poussées étudiées jusqu’ici et les ondes de l’Est estivales. Les fortes pluies du 28 à Porto Rico se marquent très bien à San Juan où leur allure indique le passage d’une indiscutable « perturbation ». Les tableaux pluviométriques horaires montrent une pluie permanente de midi à minuit à l’aérodrome et de 11 h à minuit en ville. Par ailleurs au cours de plusieurs heures consécutives, les chutes sont très appréciables. La nature exacte de la perturbation nous échappe. Il faut remarquer toutefois qu’elle apparaît en régime d’Est jusqu’à 850 mb, tandis qu’à 700 s’opère une variation considérable dans les directions. Surtout la quasi saturation du 28 s’établit en plein refroidissement. A 1 000 mb, la θ’W. passe de 21°6 le 27 à 21° le 28 et 20° le 29 ; à 850 mb on enregistre 20°8 le 27, 20° le 28 et 18°6 le 2995. L’influence de la poussée froide, immédiatement avant le R. S. du 29, soit le 28 temps local, est indiscutable. Nous pensons que l’on a affaire à une discontinuité froide dans le courant d’Est au passage de laquelle l’humidité devient maximale exactement comme elle l’est au passage des fronts par régime d’Ouest. Simplement ici les manifestations sont progressives (et non brutales) du fait de différences massiques moins tranchées que quand un air polaire débouche sur Tm. Dans le cas présent l’intervention froide peut introduire la notion d’onde de l’Est. Et ceci est capital96.

361La situation qui évolue entre le 19 et le 30 avril 1951 comporte de précieux enseignements. Sa date tardive en fait une transition avec ce qui se passe en mai (fortes pluies par élimination de l’anticyclone d’altitude) et même en été (où se maintiendraient des discontinuités froides). Il arrive en effet un moment à partir duquel l’air frais d’un anticyclone renforcé par l’air polaire se réchauffe sur une grande épaisseur et s’humidifie, quitte à ce que, par le jeu des pulsations, des ondes plus froides se maintiennent dans son sein. La structure de l’air par régime de Tm et Pmt au-dessus de San Juan semble indiquer cela.

362Cet ultime exemple hivernal des influences froides sur les pluies aux Grandes Antilles ferme le cycle de la période. Au cœur de l’hiver, sur l’Ouest des îles, l’intervention polaire se fait à tous les niveaux et en particulier au plus près de la mer. Plus à l’Est, les basses couches tendent alors à se réchauffer au contact de l’Océan. Au fur et à mesure que la saison avance, les manifestations froides perdent leur virulence au plus bas du fait du réchauffement continental et océanique. Mais elles se conservent en altitude. Cette conservation est toutefois maximale dans la mesure où l’air polaire arrive sur les îles de la façon la plus directe. A ce titre A2 offre un air plus frais que AA ; de même l’Ouest de l’archipel est-il plus frais que l’Est.

363c) Dépressions fermées hivernales dans le courant d’Est.

DEPRESSION FERMEE MOBILE

364Nous avons eu l’occasion de décrire plus haut une dépression passant au Nord des Grandes Antilles ; ce qui a permis d’observer un air tropical maritime rabattu sur les îles et de mettre en évidence un effet de foehn97. Il s’agissait d’un tourbillon né sur un front polaire et pris ultérieurement dans le courant alizéen. Bien qu’assez exceptionnel, ce type de dépression fermée a souvent cette origine. La naissance se fait sur un front froid. La destinée de la perturbation est ensuite de remonter vers le Nord et de suivre les westerlies ou de glisser vers les basses latitudes et d’être entraînée par les easterlies.

365Les perturbations de cet ordre ont une origine hivernale proche du Tropique. Elles ont pour domaine le plus habituel les Grandes Antilles, soit qu’elles passent au Nord des îles, soit qu’elles pénètrent dans la Caraïbe. L’une d’entre elles a eu cette seconde destinée mais n’a pratiquement pas touché l’archipel septentrional. Née au N.-E. du coude antillais, elle a affecté les îlots proches de Porto Rico (Saint-Martin, Saint-Barthélemy) avant d’aller mourir dans la mer des Antilles. Nous l’étudierons ici parce que son histoire s’accorde avec les latitudes qui nous préoccupent. Cette dépression n’a pas atteint la force suffisante pour mériter le nom de « cyclone » au sens où ce terme est défini dans la résolution II de la 3^e réunion du comité des ouragans de la Caraïbe orientale98. Elle reçut pourtant un nom : « Alice » (26 décembre 1954 - 4 janvier 1955). C’est que le cas d’une circulation fermée hivernale assez virulente pour provoquer des dégâts matériels est exceptionnel sur le domaine Caraïbe. Cette perturbation a donc quelque peu étonné. C’est pourquoi elle a eu l’honneur, par une dénomination, d’ouvrir la série des cyclones de l’année 1955.

366Alice : l’évolution de la situation (figure 154). — Le cadre le plus général est le cadre hivernal habituel : existence d’une cellule anticyclonique atlantique qui peut être rejetée sur les Açores, tandis qu’à l’Ouest déborde sur l’Océan un noyau mobile américain. Entre les deux, il y a une circulation méridienne plus ou moins puissante qui se traduit par une descente froide à l’Est de l’anticyclone occidental et une remontée chaude à l’Ouest de l’anticyclone oriental. C’est à ces conditions que répond la situation du 26 décembre. Un talweg situé entre les 45 et 55^os méridiens sépare alors la cellule des Açores de la cellule américaine. Un front froid s’étire du 35° N. - 50W. jusqu’à Porto Rico et accompagne la coulée froide dirigée par l’anticyclone mobile occidental. Cette poussée s’accentue le jour suivant. Le 28 une advection chaude de S.-E. amorce l’ondulation du front au voisinage de 23° N.-45°W. C’est là le début d’Alice. La circulation cyclonique se précise les jours suivants au niveau de la mer et en altitude (à 500 mb), tandis que sa progression s’effectue vers l’W.-S.W. Son centre est par 20°N. - 55°W. le 31 (à 1 800 Tu), par 19° N. - 59° W. le 1^er janvier (à 1 000 Tu). La dépression est alors fermée avec vents forts atteignant 30 à 35 nœuds (figures 154-I et II). Dans la nuit du 1^er au 2, une poussée chaude de S.-E. et la descente vers le S.-S.E. d’une nouvelle cellule anticyclonique occidentale amènent une légère aggravation de la situation (figure 154-III). Les vents sont de l’ordre de 40 à 45 nœuds lors du passage d’Alice sur Saint-Barthélemy. Par la suite, le météore pénétrera dans la mer des Antilles en suivant une trajectoire S. W. D’abord stationnaire par 15° N-65° W. il disparaîtra sur place dans la journée du 4 janvier.

367A partir du 29 le cheminement de la dépression s’explique par le fait qu’elle passe au Sud des anticyclones occidentaux en progression vers l’Est et qu’elle est prise de ce fait dans un courant alizéen. Elle se comportera désormais comme une perturbation interne de ce flux, alimentée à l’avant par de l’air frais, à l’arrière par des poussées chaudes. Les cyclones tropicaux comportent, en été, des processus identiques. La tendance est, à l’Ouest, à l’arrivée d’air de Nord, à l’Est, d’air puisé aux basses latitudes. S’agit-il pour Alice, de ce dernier point de vue, d’air « équatorial » comme c’est le cas durant l’hivernage ? A ce moment-là, en effet, la Z.I.C. est suffisamment haut en latitude et les cyclones assez puissants pour permettre le passage au Nord de l’Equateur d’air équatorial (et même austral). Ne s’agit-il pas plus simplement ici de l’air boréal du noyau anticyclonique nord-oriental, air qui a subi un long parcours aux basses latitudes avant d’être aspiré à l’arrière de la perturbation ? Certes la notion d’air « équatorial » admise par Dumont et Zonzon99 reste concevable, d’autant plus que c’est à cette forme de poussée chaude que nous aurons affaire avec la situation du 4 au 12 décembre 1952. Quoi qu’il en soit, la base d’Alice reste l’air froid qui a occasionné le front à partir duquel a eu lieu la circulation fermée. D’ailleurs, que l’advection de Nord cesse d’être propice et la perturbation disparaît. Entre le 2 et le 4 janvier, on assiste à la mise en place d’une énorme dépression bermudienne dans le temps où Alice stagne au Sud de Porto Rico. Il se crée alors au niveau des Grandes Antilles orientales une forte divergence horizontale génératrice de divergence tridimensionnelle. Alice est prise dans cet écoulement en delta. Par là cesse toute possibilité de convergence et avec elle tout espoir de survie pour le météore.

368C’est essentiellement un processus issu des latitudes moyennes qui a fait naître Alice ; c’est un facteur qui en dépend également qui la fait disparaître. Les poussées chaudes tropicales n’en étaient pas moins nécessaires. Leur intervention sélective sur des conditions « polaires » habituelles a permis la réalisation de la perturbation et son entretien.

369Les caractères du temps au sein de la dépression. — Ils ont été notés à Saint-Barthélemy. Il n’y eut pas d’accalmie au milieu de la tempête. Le fameux « œil du cyclone » n’existait pas. Ce cas peut se produire même en période estivale. Quoi qu’il en soit, il y a bien là un trait de structure qui rappelle l’origine frontale. Les vents tournèrent de façon graduelle. Ils passèrent de N.-W. la nuit du 1^er au 2 à Sud le 2 puis à E.-N.E. avant de revenir à E.-S. E. Le mouvement tourbillonnaire cyclonique était ainsi caractérisé. La pression accusa au milieu de la journée du 2 une régression très nette, son graphique dessinant un V caractéristique entre 8 et 18 heures locales. Le minimum à midi fut, à 50 m au-dessus du niveau de la mer, de 985 mb. Durant cette même journée, le ciel resta très nuageux à couvert par stratus. Entre 10 et 20 heures locales, l’humidité relative atteignit 90 %. Il n’y eut aucune manifestation orageuse importante mais les pluies d’intensité variable, de faible à forte, s’étalèrent entre 10 heures et minuit. Leur total n’en resta pas moins modeste. Les dégâts provinrent donc des vents et aussi de la houle. Les vagues précédant le cyclone avaient 0,75 m de creux et la houle venait de Nord. Pendant le passage du météore, dans la matinée et l’après-midi du 2, les ondulations de la mer atteignirent 3 m par interférence de directions diverses liées à la rotation des vents. Après, les vagues restaient de 1,5 à 2 m et la houle venait du Sud. La violence de la mer fut suffisante pour que soit différé de quelques heures le départ de Guadeloupe d’un grand paquebot à destination du Nord des Petites Antilles.

370L’insolite cyclone « Alice » se situe donc bien, dans le cadre des descentes froides génératrices de mauvais temps, par régime d’Est perturbé. Son passage au Sud de Porto Rico n’a toutefois pas amené sur l’île d’aggravation sensible de la situation.

DEPRESSION FERMEE STATIONNAIRE : (4 AU 12 DECEMBRE 1952)

371De très fortes pluies tombent durant cette période sur la Jamaïque (tb 38). Il n’y a que fort peu de chose ailleurs. Cette situation, qui ne doit rien d’essentiel au processus frontal paraît liée d’abord à l’intervention de poussées chaudes méridionales. Nous en placerons pourtant l’étude ici parce que la dépression qui la caractérise se maintient dans un courant de N.-E. à E.-S.E. et qu’elle subit l’interférence pluvieuse des événements d’Ouest par anticyclones mobiles glissant vers l’Est au Nord des Grandes Antilles.

372Les totaux pluviométriques sur la Jamaïque montrent la permanence de fortes pluies durant toute la période. Il est des abats massifs comme ceux que l’on trouve à l’extrémité orientale de l’île : 173 mm le 5, 121,5 le 6 et 100 mm le 8. Le Sud et l’Ouest sont les moins pluvieux ; ils ne sont toutefois pas épargnés. En sorte que la massivité des pluies s’accompagne d’une tendance à sa généralisation à toutes les parties du territoire. Il faut remarquer en outre que les totaux journaliers connaissent d’importantes variations. Il y a une exaltation le 5, une le 8, une le 11. Or les étiquettes massiques reflètent ce rythme : poussées froides consignées le 5, le 9, le 12. Tout se passe comme si l’air frais de N.-E. lié aux anticyclones pelliculaires régénérait la dépression stationnaire. Ceci jusqu’au moment où celle-ci est balayée le 12, quand arrive un anticyclone mobile dont le front descend jusqu’au delà de la Jamaïque. La recrudescence pluviométrique préalable se place le 11 au maximum de convergence de ce front et de la perturbation locale.

373Ainsi, pendant que se maintient le régime dépressionnaire jamaïcain, le défilé des anticyclones au Nord des îles est normal. Peu actif sur les plus septentrionales d’entre elles, cet enchaînement polaire devient pluvieux ici, parce qu’il interfère avec une dépression qui ne résulte toutefois pas de son action. Pour avoir une idée de la genèse de celle-ci il faut regarder en altitude et au niveau de la mer ; à 500 mb tout d’abord.

374Le 1^er décembre, l’anticyclone ceinturé par l’isohypse 192, bien développé sur la Caraïbe, a un bord franc au Nord. Au Sud, il est ourlé de plusieurs talwegs. L’un d’eux se situe sur la « zone du canal », un autre sur le Venezuela oriental. Le talweg de la « zone du canal » s’y maintient les jours suivants tandis que le Venezuela passe sous l’anticyclone chaud. Tout est alors comme si une poussée venue du Sud chassait ces hautes pressions vers le Nord, dans la région de Panama. L’impression se précise le 5. Le talweg ouvert sur le Pacifique, avance sa tête en direction de la Jamaïque. On a ainsi affaire à une onde du courant d’Est qui court sur le bord méridional de l’anticyclone caraïbe d’altitude et s’approfondit en direction du Nord. Le (6, sous l’influence de ce processus méridional, la crête chaude se rompt au-dessus de l’Amérique centrale et à l’Ouest de la mer des Antilles. Au Nord du canal de Panama, il y a même une circulation fermée. La Jamaïque et Swan Island sont hors de l’isohypse 192. On assiste donc à un processus symétrique de celui par lequel les ondes du courant d’Ouest boréal enfoncent leur vallée dans les hautes pressions d’altitude, jusqu’au moment où elles en provoquent la rupture. Les 7 et 8 subsiste une dépression allongée de l’isthme à la Jamaïque. Le 9 le renforcement des hautes pressions s’opère sur l’Amérique centrale mais des pressions relativement plus basses se maintiennent sur l’île. Le 10, l’anticyclone d’altitude règne désormais sur toute la Caraïbe. Il sera entamé le 11, à partir du Nord, par une onde qui fera glisser un front remarquable, d’abord sur Cuba et le Yucatan, ensuite sur la Jamaïque. La dépression qui se maintenait depuis le 6 au niveau de la mer au Sud de cette dernière, disparaîtra alors.

375Si, au début du mois, on note sur le Sud de la Caraïbe des tendances dépressionnaires à plusieurs niveaux, c’est à partir du 6 que les faibles pressions arrivent avec netteté dans les basses couches, entre Jamaïque et « zone du canal ». La poussée chaude d’altitude précède donc et commande la dépression inférieure. Celle-ci, pourtant, se maintient la dernière.

376Cet exemple comme le précédent indique que, pour être essentiels, les processus polaires hivernaux sous les tropiques ne s’en combinent pas moins avec des advections chaudes qui peuvent être équatoriales. Celles-ci, rencontrées au cœur de l’hémisphère d’hiver font pressentir le rôle fondamental qu’elles revêtiront en été.

4. — PERTURBATIONS ET PROCESSUS CINEMATIQUES

377L’étude hivernale des Grandes Antilles débute par l’analyse des « poussées froides » qui éclairent ensuite le mécanisme des pluies. C’est dire que l’explication est thermique et qu’elle s’attache au critère massique. Nous pensons en effet que les Grandes Antilles hivernales connaissent, à divers degrés, des processus polaires. Les masses d’air froides arrivent jusqu’à cette latitude avec leurs qualités thermodynamiques et interviennent grâce à elles. C’est ce que nous avons cherché à montrer en mettant en évidence le fait que les moments d’instabilité, situés en phase avec les pluies, se comprennent par des superpositions massiques, et en particulier par la position d’attaque de la masse polaire. Nous retombons d’ailleurs là dans un processus à caractère très général : une masse d’air qui glisse sur les océans, des sources froides vers les régions chaudes, voit son instabilité augmenter de toute façon par réchauffement à la base. Ainsi, pour l’essentiel, nous pensons que les Grandes Antilles sont annexées en hiver aux latitudes tempérées.

378Nous admettons pourtant que les processus décrits peuvent s’estomper et constituer des types de transition avec les dispositions cinématiques. Nous n’avons pas dissocié les Nortes puissants des poussées polaires affaiblies dont les mouvements finissent par l’emporter en importance sur les qualités thermiques. Ceci nous a dispensé d’ailleurs d’avoir à insister sur les notions de fronts froids et de lignes de convergence.

379La position que nous avons prise n’exclut donc pas les conceptions cinématiques d’auteurs comme P. Pédelaborde, H. Riehl ou I. Eaker. Reconnaître l’intervention froide de la masse polaire au moment où celle-ci rencontre un air plus chaud n’implique pas que l’on élimine le phénomène de convergence attaché à un front. Par ailleurs, relever une advection froide d’altitude alors que l’égalisation massique est obtenue dans les basses couches entre deux flux d’air différents par leurs vitesses et leurs directions, n’implique pas que l’on néglige la convergence attachée à la ligne de discontinuité cinématique ainsi réalisée.

380De toute façon, les processus de convergence sont d’autant plus actifs qu’ils s’appuient sur une instabilité d’origine thermique. En outre, même à partir du moment où la convergence est seule en cause, l’analyse massique reste précieuse car elle permet de situer les « circulations initiales différentes » qui engendrent ce phénomène. Notre étude statistique des centres d’action anticycloniques avait justement pour but, en dehors de toute préoccupation sur la qualité des masses d’air émises, de mettre en évidence, des systèmes de circulation s’introduisant aux basses latitudes.

381L’analyse que P. Pédelaborde consacre à l’onde d’Ouest du courant d’altitude rejoint la nôtre. Cet auteur admet, à côté des processus de convergence et de divergence, les ressorts thermiques, puisqu’il associe l’onde à une « invasion froide », l’air polaire d’altitude finissant par atteindre les plus basses couches100. Bien mieux, il souligne que « les pluies commencent dès que l’air froid affecte une station »101. Il admet en Inde, d’octobre à avril (c’est-à-dire en mousson d’hiver, période correspondant à celle qui nous préoccupe) la possibilité du blocage des fronts froids par l’Himalaya. Pendant ce temps, les vallées cycloniques d’altitude pénétreraient par l’Ouest ou le N.-W. sur le pays, provoquant des averses de grêle ou de neige102. La mousson d’hiver de l’Inde consisterait ainsi essentiellement en advections froides de hauts niveaux. On retrouve là, avec une ampleur considérable, la situation que nous avons rencontrée sur les Grandes Antilles hivernales avec l’effet de retard du front sur l’onde polaire. Sauf au plus près du continent et non seulement par régime d’Ouest d’ailleurs, nous avons, pour des raisons orographiques (blocage des fronts par les reliefs) et aussi par effet du réchauffement maritime, une avancée du froid d’altitude sur celui des couches inférieures. Eaker souligne lui-même que « le creux barométrique des niveaux supérieurs, associé au front polaire se déplace souvent en avant du front au sol »103. La dissociation totale des processus attachés, les uns aux conceptions des partisans de l’« école des masses d’air », les autres à celles des partisans de l’« école des perturbations », est donc artificielle.

382La preuve formelle en est dans le fait qu’un raisonnement basé sur les critères cinématiques aboutit aux mêmes conclusions que celui que suggèrent les conceptions thermodynamiques. Ainsi en est-il avec l’onde d’altitude du courant d’Ouest.

383L’analyse du champ cinématique, à partir du théorème du tourbillon, permet de localiser les zones de convergence et de divergence, donc les zones de mauvais et de beau temps (fig. 155). Entre A et B le flux d’Ouest est grossièrement rectiligne. Dans la formule, ζ ne varie donc pas. Par contre, le glissement du flux vers les basses latitudes fait diminuer f Il en résulte la relation nécessaire suivante : , c’est-à-dire la divergence. Entre B et C, le flux ne varie guère en latitude ; f ne varie donc pas. La courbure cyclonique amène toutefois l’augmentation de ζ. Ceci implique c’est-à-dire la convergence. Entre C et D, le flux à peu près rectiligne et gagnant les plus hautes latitudes, implique l’augmentation de f et l’invariabilité de ζ. Il en découle, c’est-à-dire la convergence. Entre D et E, la relation s’établit à l’inverse : . Ce qui implique la divergence. Entre E et F reprend le cycle qui vient d’être ainsi défini.

384On comprend donc qu’au Sud de DE, la tendance soit au renforcement de l’anticyclone chaud d’altitude et qu’au Sud de BC, elle soit à son fractionnement. Surtout, on conçoit que « l’affaissement détermine un temps clair et calme au passage et sous le vent des crètes, l’ascendance [provoquant] des temps troublés et des précipitations au passage et au vent des vallées »104. Le raisonnement aboutit au même résultat que par l’analyse thermodynamique. On sait, en effet, que la pluie apparaît au moment où le front froid surmonté par le bord oriental ou le creux de la vallée planétaire intervient. P. Pédelaborde constate lui-même que c’est « la partie orientale et l’axe des vallées [qui] sont des régions de forte convergence [avec] cumulus bourgeonnants, cumulonimbus et averses tandis que le versant W d’une vallée et la crète suivante provoquent la divergence [avec] cumulus de beau temps et ciel clair »105.

385Il faut bien convenir que dans le cas présent, les vues cinématiques et massiques aboutissent à l’explication des mêmes faits. Pour nous, la preuve est ainsi donnée que dans ces poussées froides hivernales, les processus thermodynamiques et cinématiques sont liés. Nous verrons plus loin que l’analyse de l’onde de l’Est permet d’aboutir aux mêmes conclusions. L’erreur a donc bien été chez certains auteurs, de vouloir substituer trop radicalement une conception à l’autre. A la vérité, les deux catégories d’événements coexistent, la suprématie de l’une sur l’autre pouvant simplement être écrasante selon les conditions du moment. D’ailleurs, lorsque, insistant sur les processus cinématiques, les cinématistes soulignent qu’après le passage de l’onde d’Ouest, la divergence l’emporte à tous les niveaux, ils indiquent un fait que nous avons nous-même rencontré. Quand l’onde s’éloigne, la crête chaude à caractère divergent tend à se rétablir en altitude, en même temps qu’au niveau de la mer s’installe l’anticyclone pelliculaire post-frontal dont nous savons les effets divergents en même temps que réfrigérants.

5. — CONCLUSION SUR LES PERTURBATIONS PLUVIEUSES HIVERNALES AUX GRANDES ANTILLES

386Il n’est pas toujours possible de fixer avec une précision suffisante ce qui revient aux effets massiques à des latitudes où les différences de température et de densité de l’air tendent sans cesse à s’estomper, du moins dans les basses couches de l’atmosphère. En ce sens, et en particulier du point de vue de la prévision du temps, les notions de divergence et de convergence représentent bien les éléments du diagnostic le plus sûr. Mais, à côté de ces phénomènes habituels aux latitudes tropicales, les perturbations des Grandes Antilles hivernales n’en introduisent pas moins systématiquement les influences froides. C’est pourquoi nous réservons aux advections polaires le rôle essentiel au sein de ces accidents pluvieux. Les pluies orographiques interviennent dans ce contexte. Le Nord des îles est en hiver plus arrosé que le Sud, parce que les façades septentrionales regardent du côté d’où viennent les coulées et parce que les perturbations de cette époque de l’année restent d’épaisseur modeste, comparées à celles de période chaude.

B) LES PLUIES OROGRAPHIQUES ET DE CONVECTION

387A côté des pluies de perturbations, les pluies de convection diurne n’ont qu’un rôle restreint sur les Grandes Antilles en hiver. Certes, les graphiques des diverses intensités horaires à Porto Rico (figure 156) révèlent une pointe secondaire d’après-midi. Il en est ainsi en janvier, février, avril et décembre pour l’intensité comprise entre 0,5 et 2,2 mm ; en février, mars, décembre et surtout avril pour les pluies horaires comprises entre 2,5 et 6 mm. Mais, avril mis à part, où la formule tend déjà vers celle de l’hivernage, ces recrudescences sont timides par rapport à celles du milieu et de la fin de la nuit. Ajoutons à cela que les deux intensités maximales qui impliquent, avec les averses brutales, de forts mouvements de convection, sont à peu près inconnues durant les mois secs. Elles sont présentes par contre dans le milieu de la journée en période d’hivernage. Les graphiques horaires de Porto Rico suggèrent donc que c’est à partir d’avril et surtout de mai, que devient essentiel le maximum convectif de milieu de journée à côté de l’exaltation nocturne et de fin de nuit. Sans disparaître, cette dernière perd alors de son importance relative.

388Que la convection hivernale soit médiocre aux Grandes Antilles s’exprime également par les hauteurs d’eau effectivement tombées (voir les graphiques trihoraires de San Juan calculés sur 6 années : 1951 à 1956, figure 157). En janvier et en décembre, les maxima sont localisés dans la nuit, en février ils le sont en début de matinée. Une recrudescence de fin d’après-midi (16 à 18 h) est enregistrée en janvier où elle est très timide, et en décembre où elle devient le maximum secondaire. Plus importante est la recrudescence de début d’après-midi en février. C’est cette pointe qui jouera, en été, un rôle majeur (graphiques d’avril, mai, juillet, septembre et novembre) et qui sera la meilleure preuve de la convection diurne triomphante. Ce qui revient à dire que, par contraste, son importance reste ici secondaire, même quand elle est sensible, comme nous venons de le voir pour février.

389Les pluies de convection de milieu de journée, pour n’être pas inconnues, ne sont donc pas en hiver un fait marquant. Les abats nocturnes et de fin de nuit le sont bien davantage, (en dehors de ce qui revient aux abats dus aux perturbations). Il semble qu’il faille en rechercher la cause dans l’existence des précipitations d’origine maritime. Ces pluies apparaissent sur l’Océan au moment où celui-ci est alors plus chaud que la Terre. Une certaine convection est en effet possible sur mer dans le temps où, au plus près du sol, la Terre connaît ses températures les plus basses. Les abats maritimes arrivent ensuite sur les îles grâce à l’alizé qui pousse dans son sein les nuages pluvieux. Ce processus d’hiver (et aussi d’été, les pluies nocturnes ne disparaissant pas en période d’hivernage) laisse, il est vrai certains points obscurs.

390En premier lieu, et bien que son ampleur dans le plan vertical comme dans le plan horizontal soit faible, on ne peut s’empêcher de remarquer que la brise nocturne souffle de la Terre, et qu’elle doit nécessairement contrarier l’action des alizés aux environs des îles. Ensuite, il semble difficile d’admettre exactement la même cause pour deux localisations aussi précises que le sont le paroxysme du milieu de la nuit et celui qui, le plus net d’ailleurs dans les intensités, se situe entre 6 et 8 heures du matin.

391L’analyse des Petites Antilles permettra d’aller plus avant dans la formulation de ces problèmes ; elle suggérera des éléments de réponses.

392L’absence de convection massive de milieu de journée s’explique aisément. Les Grandes Antilles hivernales subissent l’assaut habituel de masses subsidentes froides ou en voie de réchauffement. Non seulement Pc, Pcd, Pmt mais aussi Tm procèdent alors des décharges polaires106. Dans un air relativement frais et dont la charge en humidité reste médiocre, il n’est pas possible que se développe une convection aussi systématique qu’en été. L’exaltation de la convection de milieu de journée marque donc la fin de l’hiver. Or nous venons de voir qu’elle intervient dès avril. Le fait est que dans certains cas, la physionomie des pluies de mai se présente bien à partir de ce moment-là.

393Quant aux pluies orographiques, elles jouent un grand rôle sur la répartition hivernale. Nous le connaissons au sein des perturbations. Il est d’autant plus grand qu’en général ces perturbations sont assez peu pluvieuses et que le relief prend toute son importance. Mais il faut insister aussi sur un autre fait. La statistique a montré que la dissymétrie hivernale faisait intervenir une part importante d’abats de faible intensité, car les totaux mensuels au Nord des îles sont le résultat d’un nombre appréciable de ces médiocres chutes.

394Cette fréquence de pluies modestes est liée, en accord avec les reliefs, à la direction moyenne des alizés. Ce fait classique s’explique aisément. En dehors même des perturbations, l’air de N.-N.E. à E.-N.E. est souvent conditionnellement instable jusqu’à 850 mb et proche de l’instabilité absolue. Cette instabilité est d’ailleurs aggravée dans des proportions appréciables par l’humidité puisée à l’Océan.

395Si les pluies de perturbations donnaient l’avantage aux facteurs aérologiques (combinés il est vrai à l’articulation du continent et de son relief : rôle de déflection du système montagneux de l’Ouest américain à l’égard de l’onde d’altitude)107, les pluies orographiques restituent aux reliefs insulaires la primauté. C’est par là que la notion classique de côtes « au vent » et « sous le vent » prend toute sa valeur.

IV. — CONCLUSION GENERALE SUR LA PLUVIOSITE HIVERNALE. LE SCHEMA

396Le mécanisme des pluies hivernales aux Grandes Antilles constitue la contre-épreuve des processus de sécheresse. Pour l’essentiel, les pluies d’hiver sont provoquées par l’arrivée de masses d’air froides sous certaines conditions de stratification et de convergence. C’est pourquoi les styles de précipitations sont calqués sur ceux des poussées polaires. Les poussées froides d’Ouest (types 1 et 2) donnent les vagues pluviométriques d’Ouest. Les poussées de Nord (type 3) amènent la simultanéité des abats. Quant aux poussées de N.-E. (type 4) elles provoquent les pluies à l’Est et au centre des Grandes Antilles, plus rarement jusqu’à Cuba.

A) L’IMPORTANCE DES PROCESSUS THERMODYNAMIQUES

397L’air polaire arrive sur les Grandes Antilles généralement instable par réchauffement à la base. Ce qui souligne l’importance de la latitude et de la mer tropicale.

398Cet air intervient dans le cadre des poussées massiques différentielles. Quand les masses froides d’origine polaire arrivent au niveau du sol ou dans les plus basses couches (vers 850 mb), elles sont génératrices de stabilité. Si le niveau d’attaque se présente à partir de 700 mb, s’établit une couche d’instabilité atmosphérique suffisante pour qu’apparaissent les pluies. De telles dispositions sont le fait des airs froids de l’anticyclone et de l’onde. Malgré quelques cas aberrants, on constate en ce sens que la puissance de l’onde d’altitude est, par la masse froide qu’elle implique, génératrice de fortes pluies. Il y a là la contre-épreuve du rôle immunisant de la crête chaude et aussi cette notion de seuil déjà soulignée. Les poussées froides ont un effet d’inhibition pluviométrique jusqu’à un niveau au-delà duquel, par l’instabilité conditionnelle et convective qu’elles engendrent, elles ont un effet inverse. Nous croyons pouvoir établir ce seuil aux Grandes Antilles hivernales aux environs de 700 mb.

399L’air froid agit par contraste avec les masses tropicales dans la réalisation des pluies. Cependant ces contrastes ne sont pas considérables, ce qui contribue à la modicité des abats. En effet, l’air tropical est le plus souvent de l’air polaire dégénéré de fraîche date.

400Il n’y a pourtant pas que l’air polaire qui intervienne, seul, ou avec l’air tropical, dans les pluies hivernales. On relève quelques cas où la pluviosité vient d’un air tropical, voire équatorial, exclusif. Ces conditions sont une préface aux situations estivales.

B) L’IMPORTANCE DES PROCESSUS CINEMATIQUES

401Les Grandes Antilles hivernales sont le lieu de convergence d’une circulation polaire et d’une circulation tropicale. Ceci est la conséquence de la présence habituelle d’un noyau anticyclonique mobile d’origine tempérée sur les Bermudes, et d’un noyau anticyclonique fixe subtropical sur les Açores.

402D’où l’apparition de lignes de discontinuité du genre shear-lines, surge-lines, succédant (ou non) aux fronts froids.

C) LA MEDIOCRITE DES PROCESSUS CONVECTIFS DIURNES

403Cette médiocrité (voire cette absence) caractérise l’hiver aux Grandes Antilles (comme aux Petites Antilles d’ailleurs). Elle constitue l’une des raisons majeures de l’indigence des pluies à cette époque de l’année.

D) L’IMPORTANCE DU RELIEF SUR LA DISTRIBUTION N.-S. DES PLUIES

404Cette importance découle d’abord de la direction des vents dominants de N.-N.E. à E.-N.E. ; c’est l’aspect connu. Elle s’éclaire aussi par l’épaisseur médiocre des perturbations et des masses d’air humides.

405Ainsi s’explique l’allure des pluies hivernales que livrait l’étude des rythmes et des totaux annuels.

406On comprend tout d’abord la dissymétrie N.-S. Elle est obtenue par régime polaire peu épais après réchauffement de l’air à la base du fait d’un parcours océanique. C’est là où ce réchauffement avec instabilité conditionnelle et convective est le plus courant, (Hispaniola, Jamaïque de l’E., Porto Rico) que le contraste est le plus net.

407On saisit ensuite la dissymétrie W.-E. Le rôle inhibiteur du continent s’estompe vers l’Est et le Sud ; l’influence océanique augmente d’autant.

408On voit s’éclairer enfin le fait qu’il y ait des pluies plus fortes de décembre à février qu’en mars-avril. Durant les trois premiers mois, les abats arrivent par vagues froides d’Ouest avec intervention des anticyclones pelliculaires et des ondes d’altitude. C’est l’époque de l’intrusion polaire maximale et de la convergence majeure avec l’air tropical. En mars, la divergence apparaît grâce à l’importance d’une dépression stagnant sur l’Atlantique occidental et central. Avril, qui garde ces conditions, peut préfacer les pluies de mai par un démantèlement précoce de la crête chaude d’altitude, conjugué à la disparition de la divergence de mars et à l’effacement de l’anticyclone pelliculaire continental.

LE CLIMAT HIVERNAL AUX GRANDES ANTILLES

409Sécheresse et pluviosité hivernales, voilà les deux volets maintenant connus du dyptique qui crée l’ambiance climatique des Grandes Antilles de décembre à Avril. Pour l’essentiel, il s’agit d’une annexion de cette région tropicale au domaine tempéré. D’une façon plus précise, et avec les conditions les plus nettes à l’Ouest des îles, il s’agit de la descente sur l’archipel septentrional de la situation connue en été au Nord des U. S. A. En effet, lorsqu’ils décrochent en direction des latitudes moyennes, les processus qui font l’hiver aux Grandes Antilles se retrouvent, pour certains de leurs aspects du moins, plus au Nord.

410Le défilé des anticyclones se fait en hiver au tropique et en été au Sud des Grands Lacs (avec positions corrélatives du jet). Or, la succession de temps reste la même dans les deux circonstances. Pour mieux illustrer ce rapprochement, prenons les exemples de Cuba et de la région de Washington. Dans les deux cas, en effet, il y a intervention d’anticyclones polaires non dégénérés.

I. — CUBA EN HIVER108

411En Invierno, au-dessus de Cuba, la moyenne des températures et les températures vraies minimales descendent parfois considérablement par rapport à celles connues en Verano. Les vagues de froid, las olas frias, bien qu’elles soient très estompées par rapport à ce qui se passe sur le continent voisin, arrivent en accord avec les anticyclones continentaux et donnent le maximum d’effet sur l’Ouest de Cuba. C’est dans les Nortes, vents de Nord, que sont relevées les températures minimales. Mais tout comme pour les températures maximales relevées en été, c’est à l’intérieur de l’île que l’on obtient les valeurs les plus excessives, le régime côtier habituel des brises de terre et de mer stabilisant la situation thermique. Les minima enregistrés par l’observatoire national de La Havane oscillent autour de 10° au-dessus de o. Il s’agit-là, certes, de températures sévères pour le domaine tropical. Toutefois, nous sommes encore loin du 0° que peut connaître l’autre côté du détroit de Floride au niveau de la mer. On peut, il est vrai, s’attendre en altitude, à partir de 1000 mètres semble-t-il (et peut-être plus bas), à des enregistrements de cet ordre à Cuba. Notre analyse des niveaux d’attaque des vagues froides, en particulier à 850 mb, permet d’admettre une descente sévère du thermomètre lors des poussées froides les plus profondes. Ainsi considérons-nous comme possibles les faits selon lesquels il se serait trouvé en altitude, à Cuba d’après Marrero, un minimum de 0° lors d’une vague de froid en 1939. Il n’en reste pas moins qu’il ne peut y avoir là qu’un épisode rarissime ! Ces basses températures s’admettent, quoi qu’il en soit. Les vents de Nord qui, dans la moitié occidentale de l’île donnent lieu aux minima records, sont les héritiers des influences froides alaskiennes et canadiennes dont nous avons parlé dans la première partie.

412Les vents froids peuvent être précédés de vents chauds venant du Sud. Les R. S. de La Havane et de Guantanamo, ceux de Swan Island, les coupes de vent de Kingston, indiquent qu’une telle succession se produit, en l’espace de quelques heures, au passage d’un front ou d’une ligne de discontinuité. Il en découle une brutale et parfois très sensible diminution de la température. Nous savons la profondeur des effets de Nord post-frontaux. Les effets de Sud préfrontaux peuvent, affirme Marrero, apporter de façon certes fugitive, des températures de l’ordre de celles que l’on subit en été. Ceci s’explique aisément. Il y a des types de temps où Tm préfrontal est ramené sur les Grandes Antilles après avoir subi un très fort trajet aux basses latitudes grâce à une puissante avancée de AA en direction de l’Equateur. Cette poussée chaude correspond au secteur chaud de la dépression tempérée d’Ouest d’où émane par ailleurs le front froid mobile. La perturbation constitue donc la clé de la circulation de Sud préfrontale et de Nord post-frontale. Il s’établit ainsi, au moins à l’Ouest des Grandes Antilles, une alternance de type tempéré. Des variations de températures importantes interviennent alors. Elles rompent avec l’atonie habituelle du régime thermique tropical. Les vents de Sud, qui peuvent provoquer un effet de foehn sur les lisières septentrionales des îles, y arrivent aussi chargés de poussière. Ainsi deux et même trois ambiances successives très dissemblables président au passage des fronts. Il y a d’abord les vents chauds ; ils restent généralement secs. C’est Tm non perturbé. Le front arrive ensuite avec une aggravation de la nébulosité quand ce n’est pas l’éclosion des précipitations. Celles-ci ne sont qu’exceptionnellement sévères. Elles ne constituent jamais les abats considérables que connaît l’hivernage avec cumulonimbus et manifestations électriques. Durant ces pluies d’hiver s’opère le plus souvent un partage. Le Sud de Cuba reste beau grâce à l’effet de foehn que signale Marrero au pied de la sierra Maestra. Ceci implique que le flux pluvieux est en général de Nord, immédiatement post-frontal. Après quoi c’est l’air polaire ; il arrive avec l’anticyclone américain. La combinaison de cet organisme et de la latitude créent une ambiance subtropicale. Le ciel est dégagé, une atmosphère « nouvelle, pure, propre, enveloppe Cuba et plus particulièrement la moitié occidentale de l’île, lui donnant des jours brillants de soleil tiède, d’air revivifiant, réconfortant et agréable ». Au sein de cette masse d’air froide, les écarts thermiques diurnes prennent de l’importance ; les nuits sont fraîches par rayonnement, les journées tièdes par insolation. La multiplication statistique de ces anticyclones pelliculaires continentaux donne au ciel hivernal de Cuba, à celui de la Jamaïque et avec moins de netteté sans doute, à celui des autres Grandes Antilles, l’allure séduisante qui, par delà la Floride, attire le touriste.

413Dès avril, la température commence à s’élever. Les pluies et la chaleur lourde de l’été ne sont plus loin. Quand ces conditions se seront établies, l’alternative hivernale antillaise aura émigré vers le Nord. Le jet stream aura décroché jusqu’aux Grands Lacs, et les anticyclones polaires défileront alors sur le Nord des U. S. A.

II. — WASHINGTON EN ETE109

414Ce sont les conditions d’ensemble réalisées du 16 au 20 août 1962 qui sont décrites ici. Le flux circumpolaire du courant d’Ouest est, avec sa force maximale, au-dessus des Grands Lacs à 500 mb. La crête chaude se situe sur les U. S. A., au Sud du 40^e parallèle. En accord les 17 et 18, avec un linéament du jet, un anticyclone pelliculaire va glisser du continent sur l’Atlantique. Il y retrouvera les hautes pressions subtropicales au sein desquelles il se fondra. L’évolution du temps durant la période considérée se divise en trois phases rapportées à l’observation qui en a été faite à Washington.

415Les 16 et 17, la façade orientale des U. S. A. est sous l’influence de l’air tropical maritime dirigé par l’anticyclone atlantique. L’air tropical remonte alors haut en latitude, avec ses qualités de température et d’humidité. Celle-ci s’est aggravée au passage du flux sur les eaux chaudes du Gulf-Stream. La puissance des effets de ce courant marin est considérable. C’est à elle que nous avons attribué le blocage des vagues froides sur le détroit de Floride. Par ailleurs, il nous a été permis d’observer directement l’intervention de ce transfert d’eaux chaudes au Sud de Terre-Neuve, et d’en comparer certaines incidences climatiques avec celles d’eaux plus froides. Lors de sa traversée du 10 au 15 août 1962 dans le sens Europe-Amérique, le Paquebot « France » se trouvait, à 36 heures de New York, dans les eaux froides, au Sud de Terre-Neuve. Le ciel était lumineux, l’air sec et frais. La veille de l’arrivée et presque sans transition, le transatlantique passa dans une atmosphère toute différente. Au large de la Nouvelle-Ecosse l’ambiance était devenue étouffante, chaude et chargée d’humidité. Les eaux du Gulf-Stream donnaient à l’air, par cette moiteur et cette brume, un degré hygrométrique très élevé, contrastant singulièrement avec les conditions précédemment rencontrées. Il est indiscutable que l’effet du courant marin sur l’air tropical maritime ajoute à son humidité et à l’impression d’accablement que l’on ressent à New York et à Washington en été. Ce qu’il importe de constater pour l’instant, c’est que, toutes choses égales, ce Tm estival est l’équivalent du Tm hivernal préfrontal relevé aux Grandes Antilles. Certes, les effets climatiques n’en sont pas vraiment comparables. D’une part il y a un air chaud, humide sur une grande épaisseur et très instable, d’autre part un air assez chaud, humide seulement dans les basses couches et généralement stable. Il n’empêche que l’analogie existe, étant données les conditions qui se présentent immédiatement après, que ce soit en hiver sur les Antilles, ou en été sur le N.-E. des U. S. A.

416Les 18 et 19, le régime polaire se substitue brutalement au régime tropical par intervention d’un anticyclone pelliculaire mobile.

417A partir du 20 les conditions massiques dues à l’influence de l’anticyclone maritime subtropical tendent à se rétablir. Telles sont les trois phases qui rappellent le cycle hivernal antillais. Il n’est pas sans intérêt de les voir maintenant en détail.

A. — REGIME DE Tm (16 ET 17 AOUT) (figure 158)

418Le 16, à Washington, l’atmosphère assez lumineuse le matin est vite étouffante en début d’après-midi. L’ambiance est alors comparable à celle d’une journée d’hivernage tropical. Le ciel se couvre petit à petit et passe au gris uni, plutôt clair. En fin d’après-midi, la couverture nuageuse gagne en densité. La pluie se met à tomber à grosses gouttes, accompagnée de manifestations orageuses. Le 17, même évolution. Le matin, le soleil légèrement voilé, luit dans un ciel d’un bleu très pâle, presque blanc. Le temps est chaud. Dans l’après-midi l’atmosphère s’alourdit jusqu’au moment où réapparaît le ciel orageux.

419Ces deux journées sont dominées par la présence d’air tropical. L’évolution diurne que traduisent ces observations implique un air instable tel que peut l’être l’air tropical maritime d’été. D’ailleurs, la carte du 17 montre un régime de Sud à S.-S.E. sur toute la façade atlantique des U. S. A. L’instabilité est toutefois accentuée par un autre fait. De l’air froid est injecté dans l’air chaud comme l’indique le front stationnaire situé au large océanique de la baie de Shesapeake. Les processus polaires que reflète cette injection vont prendre l’avantage les 18 et 19, lorsque l’anticyclone froid centré au S.-W. des Grands Lacs aura évolué vers l’Est. Il y aura alors arrêt de la tendance orageuse, avec disparition de l’air tropical mêlé d’advections froides.

B. — REGIME DE Pc, Pcd (18-19) (figure 159)

420Dans la nuit du 17 au 18 s’opère un changement radical dans les conditions du temps.

421Le 18 au matin, l’air est frais et agréable. Le bleu profond du ciel contraste singulièrement avec celui, délavé, de la matinée précédente. En début d’après-midi, aucune modification du temps. Le soleil reste éclatant, et sans chaleur excessive, car un vent léger en tempère l’ardeur. Air frais mais aussi sec. L’organisme se sent subitement vivifié après l’implacable moiteur de la veille. Le ciel restera remarquablement bleu dans l’après-midi et dans la soirée qui sera splendide.

422Washington est passé dans l’air polaire continental après le défilé du front froid dans la nuit du 17 au 18. Cet air est stable. A l’évolution diurne des jours précédents succède en effet le temps fixe du 18. La situation continue à être calquée sur celle de l’hiver nord-antillais, et en particulier cubain. Il en est de même dans la suite.

423Le 19 au matin, le ciel est clair avec apparition de quelques nuages élevés. L’air reste tout d’abord frais puis, peu avant midi, le Soleil devient chaud. Une partie du ciel passe au blanc laiteux par nuages supérieurs. Les coins dégagés sont d’un bleu moins franc que la veille. Dans l’après-midi apparaissent les cumulus. Le temps reste pourtant assez beau ; la ventilation, en particulier, demeure. Ces conditions se maintiennent ainsi jusque vers 17 h, moment à partir duquel s’étalent des nuages hauts. La température n’est pourtant pas suffocante comme elle l’était 72 heures plus tôt. Une relative fraîcheur subsiste même jusqu’au soir. Nous sommes loin, alors, de la soirée éclatante de la veille, mais l’ambiance reste agréable bien que vers 22 h l’atmosphère s’alourdisse.

424Le temps du 19 n’est pas celui de la veille. Il n’y a pourtant pas retour aux conditions des deux premiers jours. La situation intermédiaire dans laquelle nous sommes, s’explique par la dégénérescence de la masse froide continentale. La carte du 19 révèle que l’anticyclone pelliculaire a glissé sur l’Atlantique et qu’une partie de l’air qu’il contrôle fait un trajet appréciable sur l’Océan avant de revenir sur le continent. C’est de l’air polaire dégénéré (Pcd) que dépend désormais le régime de Washington. D’où une certaine dégradation par rapport au 18.

C. — RETOUR PROGRESSIF A Tm (le 20)

425Le 20 au matin, bien que chaud, l’air n’est pas étouffant. Le ciel est nuageux, mais le Soleil luit. La ventilation reste agréable car le vent est sec ; il vient du S-W., donc du continent. Dans le courant de la journée la chaleur s’aggrave. Le ciel demeure d’un bleu très clair, sans nuages ou presque, entre Washington et New York. Le soir, au-dessus de cette ville, il sera partiellement couvert par nuages hauts.

426C’est au cours du 20 août que l’on repasse au régime tropical, mais par Tm encore sec. L’anticyclone atlantique mord en effet très fortement sur le continent, après avoir été renforcé au N.-N.W. par l’anticyclone pelliculaire de la veille.

III. — CONCLUSION

427A Pmt près, le cycle massique des basses latitudes hivernales est reconstitué avec Pc, Pcd, Tm comme l’est leur évolution isobarique et, pour l’essentiel, le temps réalisé. L’exemple estival de Washington prouve qu’il y a, en hiver, annexion des Grandes Antilles aux conditions habituelles des latitudes tempérées. C’est dire que le climat hivernal de l’archipel septentrional ramène aux vicissitudes de la circulation atmosphérique générale.

428En effet, l’ambiance climatique hivernale aux Grandes Antilles est dominée par les mécanismes atmosphériques généraux déjà décrits : position méridionale et linéaments du courant d’Ouest circumpolaire, vicissitudes corrélatives des anticyclones d’origine américaine, variations des hautes pressions océaniques qui se renforcent par l’Ouest et le Nord et réinsufflent à l’archipel un air polaire dégénéré (Tm hivernal), vicissitudes, enfin, de la crête chaude d’altitude.

429Ainsi s’explique la sécheresse d’ensemble de la période et sa pluviosité de détail. Or, tous ces processus, quel qu’en soit le niveau, traduisent l’importance des influences polaires. L’advection tropicale reste restreinte. Son intervention semble la plus importante en altitude par la crête chaude. Mais il n’y a rien là de massif, car c’est la lisière N. de cet anticyclone qui surmonte le plus souvent les Grandes Antilles.

430Après cela, le couloir méridien (dans lequel s’affrontent Tm et Pc-Pcd) entre l’anticyclone oriental et l’anticyclone continental mobile s’élargit. Les masses d’air tropicales maritimes deviennent plus chaudes et plus humides. Au moins dans les basses couches, les anticyclones pelliculaires disparaissent au-dessus des Grandes Antilles. Le jet remonte corrélativement vers le Nord. C’est alors que s’effacent les conditions majeures de l’inhibition pluviométrique et qu’interviennent celles d’un accroissement des précipitations. Un style nouveau est en train de naître. Que les modifications du cadre synoptique se fassent brutalement, et la poussée pluviométrique elle-même éclate. Il y a là le contexte du subit paroxysme de mai. La statistique des complexes isobariques nous montrait d’ailleurs qu’avec mai disparaît ou s’estompe l’anticyclone américain et qu’apparaît l’anticyclone atlantique unique.