INTRODUCTION

1L’analyse qui suit doit permettre de comprendre les aspects pluviométriques dégagés plus haut. Résumons-les. Le maximum principal est en septembre-octobre au Nord ; il tend à glisser vers la fin de l’année au fur et à mesure que l’on va vers le Sud. Ainsi, si l’exaltation pluviométrique maximale est en septembre et surtout octobre dans la moitié Nord des îles, elle se situe en novembre à la Martinique et à la Barbade.

2Ce maximum pluviométrique n’est pas accompagné, ou quand il l’est, il ne l’est que de façon timide, par un maximum secondaire. Les Petites Antilles se situent ainsi (au Nord de Trinidad) entre le style à deux maxima des Grandes Antilles et les deux maxima équatoriaux des Guyanes.

3Des pluies estivales abondantes créent des régimes pluviométriques très contrastés, surtout dans la moitié Sud des îles. Rappelons enfin que l’écrasement, voire l’inversion des dissymétries pluviométriques, y est très sensible en période d’hivernage.

4L’unité des mois pluvieux va permettre de considérer la saison comme un tout de juin à novembre, contrairement à la position que nous avons prise pour les Grandes Antilles.

L’IMPORTANCE DE LA CIRCULATION CHAUDE D’E.-N.E. A S.-S.E.

I. — LE TEMOIGNAGE DES SITUATIONS SYNOPTIQUES ET D’ALTITUDE

5Ces situations impliquent l’importance du flux tropical d’Est sur la plus grande partie de la troposphère antillaise.

A) LE NIVEAU DE LA MER

6Au niveau de la mer, règne l’anticyclone atlantique unique. Rappelons qu’il s’agit d’un centre d’action qui s’étire de l’Eurafrique à l’Amérique du Nord, soit que les plus hautes pressions soient au centre de l’Atlantique, soit qu’elles se maintiennent sur les Açores. Dans ce dernier cas, de hautes pressions s’étendront jusqu’à la zone des Bermudes sous forme d’une dorsale rattachée au noyau oriental.

7Ainsi étendu en longitude, l’anticyclone de l’Atlantique Nord peut l’être aussi en latitude. Il projette alors dans la zone subéquatoriale le flux alizéen boréal avant de le ramener sur les Antilles. Dans cette disposition, ce flux peut être difficile à distinguer, à l’arrivée sur les îles, de celui qui a passé l’Equateur, venant des hautes pressions semi-permanentes brésiliennes.

8De ces conditions résulte l’air tropical et équatorial maritime dont la statistique nous a montré l’exclusivité sur l’arc oriental, sous l’étiquette massique conventionnelle Tm.

9Les événements d’altitude rejoignent ceux des bas niveaux. La mise en service des Boeings 707 et des D C 8 sur l’Atlantique tropical ajoute, en particulier, depuis peu, à la connaissance des surfaces 700 et 500 mb, celle des surfaces 300 et 200. Or, il est possible de fixer au niveau de ces dernières les modalités de remontées chaudes attachées aux vicissitudes de la Z.I.C. Nous y avons déjà fait allusion ; revenons-y en détail.

B) A 300 MB

10Ces événements se traduisent par l’existence de talwegs du courant d’Ouest dont l’extrémité tropicale tend à rétrograder vers l’Ouest quand la racine polaire poursuit sa marche vers l’Est ou du moins se trouve stoppée. Ce style semble devenir très fréquent en période d’hivernage. Il se substitue alors au style hivernal qui maintient le glissement de l’ensemble de l’onde, d’Ouest en Est au-dessus de l’Atlantique. Ceci, bien que son extrémité méridionale se trouve souvent freinée par rapport au cheminement de sa partie polaire. Il n’est pas impossible qu’en hiver la pointe de talwegs se meuve à partir d’un certain moment vers l’W.-N.W. en se rapprochant des parallèles. Nos observations limitées ne nous permettent pas d’en juger. Cette réflexion nous est simplement suggérée par le frein que peut connaître en toute saison l’extrémité d’un talweg polaire, et aussi par les processus stratosphériques hivernaux indiqués par H. Riehl et R. Higgs27 (bien que le cas décrit plus loin ne doive pas être confondu avec les talwegs à 300 mb dont il va être question).

11Ces restrictions faites, il n’en demeure pas moins que les rétrogradations de vallées du courant d’Ouest sont des faits essentiellement, sinon exclusivement estivaux. Voyons donc le passage du style hivernal au style estival. Ce qui permettra de mieux déterminer la part qui revient à l’advection chaude d’altitude dans le second cas.

1. — UN CAS HIVERNAL

12Il découle directement du croquis e fig. 206 reflétant l’une des dispositions d’altitude possibles au-dessus des Petites Antilles. Il est illustré par la situation comprise entre le 12 et le 15 décembre 1961. Le 12 (fig. 237) règne à 300 mb sur le centre de l’Atlantique, une onde du courant d’Ouest. Son axe, à peu près parallèle au 35^e méridien dans les régions tempérées, atteint les Antilles aux latitudes tropicales. Il peut être jalonné du Nord au Sud par les coordonnées suivantes (si l’on s’en rapporte strictement au tracé du Service météorologique français du groupe Antilles-Guyanes) : 45° N — 33° W, — 40° N-34^° W,-35° N — 36° W,-30° N — 38° W, — 25° N — 41° W,-20° N — 46° W,-15° N — 56° W. Le talweg recoupe l’arc oriental à Sainte-Lucie. Le retard de sa partie tropicale sur sa partie polaire est manifeste.

13Quoi qu’il en soit, les jours suivants, le déplacement de l’ensemble s’opère vers l’Est et le Sud ; ceci traduit des dispositions normales pour la saison. Le long du 40^e parallèle le talweg passe sur les Açores le 14. Il les a dépassées vers l’Est le 15. Sur le 25^e, après le 41° méridien le 12, il est sur le 36^e le 14 et le 26^e le 15. Dans le même temps, sur les Antilles, au Sud du flux polaire de N.-N.W., le talweg occupe une position de plus en plus méridionale. Il évolue en cela comme un front froid à l’avant d’une poussée froide méridienne. A Sainte-Lucie le 12, il passe à Trinidad le 14 et au Sud de l’embouchure de l’Orénoque le 15.

2. — DEUX CAS DE TRANSITION

14Nous pouvons considérer comme tels, ceux des 15 au 17 avril et des 13 au 15 mai 1961.

15Le 15 avril (fig. 238) une onde du courant d’Ouest circumpolaire occupe la zone des Bermudes. Son axe va des environs de la baie du Saint-Laurent à l’embouchure de l’Orénoque. Le tracé approximativement méridien est compris pour l’essentiel entre les 55 et 60^e W. Un flux de Nord s’écoule le long des Petites Antilles et aboutit à l’extrémité subéquatoriale du talweg. Or, deux jours plus tard (fig. 238), alors que ce dernier a fortement glissé vers l’Est aux latitudes tempérées et subtropicales, il n’a pratiquement pas bougé au Sud. Son axe prend ainsi une direction N.E.-S.W. De ce fait un fort hiatus s’établit entre les évolutions subies par ce talweg, aux moyennes et aux basses latitudes. Aux latitudes tempérées il se déplace normalement en accord avec la direction des vents dominants (vents d’Ouest). Par contre, au Sud des Petites Antilles, le flux méridien frais ne réussit guère à imposer un déplacement conforme à celui que nous notions dans le cas précédent et qui rappelait le glissement vers le Sud et l’Est des fronts hivernaux dans les basses couches. Un facteur antagoniste intervient donc, qui bloque la partie tropicale du talweg sur les Antilles-Guyanes, dans le temps où sa partie polaire s’éloigne du continent américain. Les cas estivaux typiques vont permettre de préciser la nature de ce blocage. Mais avant de les envisager, les événements qui se déroulent du 13 au 15 mai 1961 (fig. 239) vont donner un premier élément de réponse.

16Le 13, une onde du courant d’Ouest, en tous points identique à celles que nous avons notées en hiver à 500 mb, passe sur le S.-E. des U. S. A. et la Caraïbe occidentale. Le talweg se situe alors au-dessus de la Floride et de la partie occidentale de Cuba ; il s’incurve ensuite vers l’Ouest et atteint l’Amérique Centrale. Sur la mer des Antilles et l’archipel, la circulation liée à ce talweg l’est aussi à un anticyclone centré sur le Venezuela et la Colombie. Cet anticyclone, situé au Sud des linéaments du flux d’Ouest, est l’équivalent de la crète chaude que nous notons souvent à 500 mb, au Sud des vents circumpolaires. De l’onde et de l’anticyclone il résulte ici à 300 mb un courant de Sud sur Cuba et la Jamaïque et de Nord sur les Petites Antilles. Le premier doit retenir notre attention. Il dépend des linéaments de la circulation d’Ouest et surtout d’une advection chaude venue du Pacifique et de l’Amérique du Sud. Celle-ci semble découler elle-même de la poussée de la goutte froide Nord-Floride pénétrant très avant dans le système tropical.

17Lorsque le 15, la partie polaire du talweg après avoir glissé vers l’Est occupe la zone des Bermudes, sa partie caraïbe n’a guère bougé. Le talweg a dépassé la Jamaïque et Cuba mais est demeuré approximativement dans sa situation du 13 sur l’Isthme américain. Ce blocage à l’extrémité méridionale s’exprime, par ailleurs, par le tracé qu’il revêt désormais avec passage d’une direction méridienne au Nord à tendance à l’étirement le long des parallèles au Sud.

18La comparaison des deux situations successivement décrites donne à penser que c’est le flux de Sud, appliqué sur l’Ouest de la mer des Antilles, qui a empêché le talweg de se déplacer sérieusement au-dessus de ce domaine. Certes, il peut paraître étonnant qu’une masse d’air chaude, qui peut toujours s’élever, bloque une descente froide. En fait, on doit considérer ici les effets de deux circulations, différentes par leur dynamisme plutôt que par leurs qualités massiques. C’est en ce sens que, en dispositions comparables, s’explique la remontée vers le Nord de la shear-line équatoriale décrite dans la Stratosphère par H. Riehl et R. Higgs.

19Du 12 au 15 décembre 1961, l’évolution rappelle celle des ondes hivernales notées à maintes reprises à 500 mb. Avec les exemples d’avril et mai, nous pressentons l’advection « équatoriale » antagoniste de l’intervention polaire.

20Notre expérience des processus à 300 mb est trop limitée pour que nous puissions aller très loin dans ce sens. Il est toutefois possible de remarquer que l’écart important constaté entre le comportement des parties polaires et tropicales des talwegs en avril et mai 1961, correspond à des faits situés dans le temps où la crête chaude esquisse sa remontée saisonnière vers de plus hautes latitudes. Car ce qui était vrai à 500 mb le reste à 300 dont le schéma général n’est pas essentiellement différent.

21Nous avons donc bien toutes les raisons d’attribuer la rétrogradation estivale de l’extrémité des talwegs vers l’Ouest, et même dans certains cas leur séparation d’avec la racine polaire, à l’étalement de la crête chaude. Cette intervention doit se faire par l’intermédiaire de la circulation d’Est de sa bordure équatoriale, et S.-E. à Sud de son extrémité occidentale, étant entendu que lorsque nous parlons de crête chaude, nous impliquons toujours une cellule anticyclonique plus ou moins développée en longitude.

3. — DEUX CAS ESTIVAUX

22Les dispositions estivales ainsi amenées, envisageons donc les deux cas typiques : rétrogradation de la partie tropicale du talweg, sans rupture, avec tendance à allongement progressif le long des parallèles ; rétrogradation avec rupture, ce qui aboutit à l’évolution finale, indépendamment l’une de l’autre, des deux parties d’un talweg d’Ouest initial. Le premier cas est très bien illustré par une situation d’octobre 1961 (13 au 15), le second, la même année, par une situation de juin (25 au 27).

23Le 13 octobre (fig. 240) règne une onde oblique sur l’Atlantique. Son axe va du 30° N-35° W à la mer Caraïbe et passe sur la Martinique. Le lendemain le talweg est au Nord de la Guadeloupe. Le 15, il dépasse très largement vers le Nord Porto Rico et s’étire le long du tropique. Pendant que s’opère au-dessus des Antilles, la remontée vers le Nord de sa partie tropicale, sa racine polaire se déplace vers l’Est.

24Le cas extrême de ce processus est dans la rupture. Le 25 juin 1961 (figure 241) une onde oblique, dont le centre est sur le 35° N-45°W, affecte les Antilles. Son axe passe sur l’Ouest de Porto Rico et aboutit immédiatement au Sud du canal de Panama. Dans les 24 heures qui suivent, s’opère un double déplacement du talweg. Un léger glissement intervient vers l’Est sur le 35^e parallèle, tandis qu’il y a remontée vers le N.-W. dans la Caraïbe. Le talweg passe sur Hispaniola et dépasse vers le Nord le canal de Panama. Il se trouve alors entre de hautes pressions visibles aux environs de Cuba d’une part, sur la moitié Sud des Petites Antilles, les Guyanes et le Venezuela d’autre part. Le flux d’Ouest de 30 nœuds qui sévit au Sud de l’onde sur la moitié Nord des Petites Antilles est pour partie alimenté par la circulation chaude de cet anticyclone subéquatorial. Le 27 le talweg est rompu. Il en résulte que la dépression qui continue à évoluer vers l’Est, le long du 35^e parallèle, est désormais privée de son extension caraïbe. Cette dernière devient une perturbation indépendante. Son axe passe alors, entre Cuba et Hispaniola, au-dessus du Canal du Vent.

25La rupture s’est faite à la suite de la réalisation d’une dorsale anticyclonique méridienne. Cette dorsale est venue de l’étalement de l’anticyclone subéquatorial vers le Nord et de sa fusion avec le noyau de hautes pressions signalées au Nord du talweg dans les parages de Cuba. Si, dans cette scission, la crête chaude méridionale n’a pas eu un rôle exclusif, il n’eût cependant pas été possible que s’opérât cette évolution sans elle.

26Que le talweg d’altitude soit bloqué ou freiné dans sa descente vers le Sud et son évolution vers l’Est, qu’il rétrograde vers l’Ouest et le Pôle tout en tendant à se confondre avec les parallèles dans sa partie tropicale, qu’il se scinde en deux éléments, il apparaît chaque fois soumis à une advection venue des très basses latitudes Les manifestations de ce genre étant les plus importantes en été, il faut donc admettre que c’est durant cette période que le rôle de l’air chaud « équatorial » est le plus grand au niveau de référence étudié (300 mb). Poussées chaudes estivales dans les très basses couches de l’atmosphère, à 300 mb (et même à 200 où les situations sont voisines, ou encore aux niveaux intermédiaires), impliquent donc, sans que nous tranchions pour l’instant la question de leur origine, des déplacements d’air très épais en direction du Pôle au-dessus des Antilles.

C) DANS LA STRATOSPHERE

27La troposphère n’est pas seule affectée par les poussées chaudes massives. H. Riehl et R. Higgs28 ont pu étudier des événements stratosphériques qui reproduisent en hiver les situations estivales des basses couches et nécessitent une forte advection méridionale. Nous ne prendrons pas en considération la période de l’année au cours de laquelle a lieu le phénomène. Nous avons dit plus haut qu’il s’agit, du point de vue de la saison, d’un ensemble de faits encore obscurs. Le cas étudié ici ne reflète, en effet, pas ce qui se passe plus bas et n’apporte pas un temps particulier sur les Petites et les Grandes Antilles. Il est cependant certain que de tels cas peuvent s’accompagner de mauvais temps par l’instabilité supérieure qu’ils doivent occasionner. Ce que nous voulons, c’est montrer le rôle actif d’un air « équatorial » et insister sur l’effet qu’il a sur un talweg, effet qui rappelle par certains côtés la rétrogradation des ondes d’Ouest précitées.

28Certes, le talweg balayant la Caraïbe du Sud au Nord dans l’exemple stratosphérique hivernal n’est pas de même nature que celui qui la parcourt dans le même sens à 300 mb en été (figure 242). Là, nous étions en présence d’un talweg du courant circumpolaire d’Ouest dont nous avons admis qu’il subissait dans sa partie tropicale l’effet de l’advection équatoriale (croquis a). Ici, il s’agit (croquis b) d’un talweg du courant d’Est tropical ou équatorial, voisin des ondes de l’Est. Ce talweg, en arrivant sur la Caraïbe, passe progressivement du N.E.-S.W. à E.-W. Ainsi se réalise une shear-line équatoriale. Voyons en quoi ce cas peut nous intéresser (figure 243). Du 15 au 27 janvier 1960, rêgnent des vents forts d’Est sur l’ensemble de la Caraïbe. Ce flux se trouve alors perturbé par des surges de grande énergie avec rapide déplacement vers l’Ouest. Mais c’est à partir du 27 qu’apparaît une forte turbulence émanant de la zone équatoriale, avec une structure similaire à celle que l’on observe dans la basse troposphère durant la « saison des hurricanes ». Cette turbulence se traduit par la remontée d’une shear-line équatoriale sur les Antilles. Son orientation passe progressivement de N.E.-S.W. à E.-N.E. W.-S.W.

29Les cartes de lignes de flux montrent que le mouvement du talweg s’opère en accord avec l’importance progressive du flux issu des basses latitudes. Le 28 l’advection au Sud de la ligne de shear est à peu près méridienne. Ainsi en témoigne la direction de S.-S.W. des vents à Curaçao où la première manifestation de la perturbation est d’ailleurs apparue. C’est la même direction que l’on relève en Guadeloupe. Le 29, le talweg a largement dépassé les Petites Antilles vers le Nord. Il passe alors par le Sud de Cuba et du Yucatan et traduit par son déplacement l’importance accrue du flux venu des basses latitudes. La vitesse des vents dont l’origine reste méridionale passe à Curaçao de 15 à 25 nœuds. Cette vitesse augmente également sur la Guadeloupe (de 20 nœuds le 28 à 25 le 29). Surtout, une courbure anticyclonique se dessine dans le flux sur les Petites Antilles. Il y a là le point de départ d’un anticyclone chaud dont l’importance ira grandissante sur les îles. Il s’accompagnera d’un nouveau décrochement de la ligne de shear en direction du Nord. C’est ce qu’exprime la carte des lignes de flux du 30 janvier, puis celle du 31.

30Cette perturbation hivernale rappelle un cas identique observé en janvier 1959. Elle démontre, certes, que la macroturbulence existe dans la haute stratosphère au-dessus de la Caraïbe, mais surtout, pour ce qui nous concerne, qu’il y a là encore transport massif de chaleur vers les hautes latitudes. Et c’est ce qui nous ramène aux rétrogradations systématiques des talwegs estivaux à 300 et 200 mb auxquels s’ajoutent les remontées chaudes des plus bas niveaux. A la lumière de cet exemple, on constate en effet que la partie tropicale des talwegs à 300 (et 200) mb en pleine rétrogradation vers l’Ouest et le Nord peut être considérée comme une shear-line équatoriale. Dans tous les cas il y a advection équatoriale de Sud passant à W.-S.W au Sud immédiat de la ligne de shear tandis que l’écoulement est d’E.-N.E. au Nord. Quel qu’en soit le niveau, on peut par ailleurs opposer cette perturbation chaude à la perturbation cinématique froide où la shear-line s’établit entre l’anticyclone subtropical et un anticyclone continental froid, avant d’évoluer en surge-line.

31Il y a donc des shear-lines et surge-lines d’origine polaire, il y en a d’origine équatoriale. Tandis que les premières se déplacent sur notre domaine d’Ouest en Est et du Nord au Sud, les secondes se déplacent d’Est en Ouest et du Sud au Nord.

32La question qui se pose est de savoir à quelle source rattacher les poussées chaudes. Pour H. Riehl et R. Higgs, il n’est pas possible de dire si les vents stratosphériques issus des basses latitudes sont en continuité avec ceux de l’hémisphère d’été (alors l’hémisphère austral). L’image du flux chaud étant imprécise, la shear-line doit donc être conçue comme le mécanisme d’un transport tourbillonnaire vers le pôle. Avant de poser pour notre part des hypothèses sur les transports chauds impliqués dans la rétrogradation des talwegs d’Ouest de la haute troposphère, soulignons que tout ce qui précède permet de fixer le deuxième volet du dyptique dont le premier était fourni par les advections polaires massives reconnues en hiver, spécialement sur les Grandes Antilles. On se trouve donc en présence de mouvements méridiens considérables dont R. Higgs29 pressent l’importance jusqu’au-dessus de l’Equateur.

D) ORIGINE DES POUSSEES CHAUDES

33Nous avons vu que la théorie des poussées de Z. I. C. estivales sur les Antilles implique les advections chaudes issues de l’hémisphère austral. Le moment venu, nous en discuterons en revenant sur la présente analyse. En vue de cette discussion, posons dès maintenant les hypothèses sur le nourrissement du flux équatorial chaud et humide à 300 mb. Ce qui précède en fait pressentir l’importance à ce niveau. Les R. S. le confirmeront plus loin. Mais il est nécessaire auparavant de rappeler les grands traits de la circulation tropicale et équatoriale en altitude.

1. — RAPPEL DES GRANDS TRAITS DE LA CIRCULATION INTERTROPICALE D’ALTITUDE

34Nous avons longuement parlé plus haut de la crête chaude située à 500 mb au Sud du jet boréal. Cette crête, morcelée en cellules, constitue la zone de transition entre le flux d’Ouest circumpolaire et le flux d’Est équatorial. Sur sa face polaire, elle peut participer par sa circulation propre au renforcement du courant tempéré. Sur sa face équatoriale, elle s’intègre au mouvement d’Est des très basses latitudes. La situation se retrouve à peu près identique dans l’hémisphère Sud. C’est ce qu’exprime le schéma de la circulation dans la haute troposphère pour l’ensemble de la planète (figure 244). La circulation est d’Ouest aux latitudes tempérées et polaires boréales et australes, d’Est à l’Equateur et aux latitudes subéquatoriales des deux hémisphères. Les crêtes chaudes, tourbillons anticycloniques, permettent le passage de la circulation des basses aux moyennes latitudes.

35Ce schéma est valable à plusieurs niveaux. Nous le retiendrons pour ceux auxquels nous nous plaçons couramment dans cette étude : 700, 500 et 300 mb. La comparaison des dispositions hivernales et estivales à 300 mb (figure 245) d’après H. Riehl est particulièrement intéressante à souligner ici de ce point de vue. Elle enseigne que la bande des vents d’Est équatoriaux enserrée entre les crêtes chaudes varie peu en latitude, mais cependant suffisamment pour que le régime moyen au-dessus des Antilles en soit radicalement modifié d’une saison à l’autre. En hiver, les Grandes Antilles sont sous le flux d’Ouest, tandis que les Petites sont sous la crête. En été, la circulation d’Est équatoriale monte vers le Nord et occupe les Petites Antilles, tandis que les Grandes se trouvent plus nettement soumises à la circulation anticyclonique de la crête chaude. Par ailleurs, toujours à ce niveau, la disposition des flux d’Est sur les Antilles estivales suggère qu’une branche a une origine soudanienne et même saharienne, et qu’une autre tend à remonter sur les îles à partir de l’Atlantique équatorial.

36La structure verticale d’après P. Queney (figure 246) suggère le résultat final en volume. Les vents d’Est équatoriaux surmontent les alizés. Les anticyclones subtropicaux et les divers niveaux de la crête en altitude se situent à la limite des vents d’Est et des vents d’Ouest tempérés.

37Tels sont les principaux traits de la circulation intertropicale d’altitude. Venons-en donc aux hypothèses sur le nourrissement chaud à 300 mb.

2. — ORIGINE DES FLUX CHAUDS A 300 MB

38Il a été admis dans les très basses couches que l’air chaud d’Est à S.-E. arrive sur les Antilles, soit de l’anticyclone atlantique boréal, soit de l’anticyclone brésilien. D’où vient l’air chaud qui provoque les rétrogradations de talwegs à 300 mb et qui, d’une façon plus générale, se manifeste à plusieurs niveaux en altitude ? Lorsque la réponse aura été donnée à cette question, un très grand pas aura été fait dans la compréhension des processus équatoriaux et subéquatoriaux sur l’Atlantique central. Pour l’instant, nous en sommes réduits aux hypothèses. Nous allons les formuler ici. Nous aurons l’occasion de les discuter plus loin, soit dans l’analyse des poussées de Z. I. C., soit en conclusion générale.

39Les poussées chaudes à 300 mb s’accompagnent de l’étalement des hautes pressions au Sud du courant d’Ouest. En d’autres termes, elles sont liées à la crête chaude et à la circulation d’Est qui en constitue la face équatoriale. Les processus qui nourrissent la crête chaude et le flux équatorial ont donc toute chance d’être à l’origine des poussées qui nous préoccupent. Si l’on tient compte du fait que les hautes pressions construisent le champ de vents dans certains cas mais que dans d’autres, et ceci est spécialement vrai aux basses latitudes, ce sont les vents qui construisent, par leur dynamisme propre, les figures de pressions, on peut émettre trois hypothèses (figure 247).

1. La crête chaude participe à l’étalement de l’air chaud sur les Antilles à partir d’un flux d’Est de renforcement qui lui vient de l’hémisphère (en l’occurrence l’hémisphère d’été). Il pourra alors en être recherché l’origine dans le très puissant anticyclone saharien d’altitude (si le flux d’Est équatorial peut renforcer la crête, il peut aussi être renforcé par elle) (croquis a).

2. L’air chaud peut arriver de l’hémisphère Sud. On doit alors admettre que la crête australe aura provoqué le renforcement de la circulation équatoriale d’Est, renforcement qui se répercutera sur la crête boréale (croquis b).

3. On peut admettre enfin que la crête d’altitude se trouve renforcée par l’apport vertical de l’ascendance intertropicale à partir des très basses couches. L’activité du front intertropical de convergence, imposant une montée massive d’air, opérera un excédent atmosphérique en altitude, provoquant la création de hautes pressions puissantes. Ainsi se réalisera une circulation en fortes cellules anticycloniques sur la face équatoriale et occidentale desquelles il y aura accélération du flux chaud.

40Il ne paraît pas possible, à l’époque de l’année où nous nous plaçons, d’invoquer le rôle constructeur du jet circumpolaire. Celui-ci se trouve alors reporté beaucoup trop haut en latitude (niveau des Grands Lacs) pour que nous puissions admettre les processus qui le lient durant l’hiver de l’hémisphère aux hautes pressions subtropicales. Les linéaments anticycloniques du jet polaire et la décroissance des vitesses sur sa droite constituent une cause fondamentale de l’entretien des crêtes chaudes en hiver (tout comme les décharges polaires jouent un grand rôle au niveau de la mer sur l’existence des anticyclones subtropicaux). Il semble qu’il faille par contre rechercher, au moins partiellement, l’entretien estival de ces pressions à partir des événements équatoriaux. La Z. I. C. se trouve alors entre la Guyane anglaise et la Guadeloupe. C’est le temps où la crête chaude d’altitude s’étale justement au maximum en direction de l’Amérique du Nord.

41Quelle que soit l’hypothèse qui doive un jour se vérifier (les trois pouvant d’ailleurs se combiner), il faut, remarquer que la transgression chaude du cœur de l’été doit s’accompagner à tous les niveaux sur les Antilles d’un flux d’Est (c’est-à-dire de ce que l’on a coutume d’appeler « l’épaississement des alizés »). Le fait est qu’en Guadeloupe les coupes de vent de l’année 1956, qui est une année caractéristique, montrent que les Petites Antilles estivales sont annexées au système des vents d’Est équatoriaux en altitude et au système alizéen dans les basses couches.

II. — SITUATION SAISONNIERE COMPAREE DES VENTS D’EST ET D’OUEST EN 1956

42Les événements seront suivis sur 18 km d’épaisseur au-dessus du Raizet au cours de l’année (série de figures 248). Ce qui permettra de mieux faire apparaître la situation originale de l’été.

43Quelle est, en premier lieu, la physionomie de la période fraîche ? En janvier, le contact entre le flux d’Ouest d’altitude et les vents d’Est sous-jacents se situe entre 4 et 5 000 m. Les alizés de N.-E. à S.-E. disparaissent même du 5 au 15. En février et en mars le contact s’établit vers 6 000 m. Durant la première moitié d’avril, les vents d’Est sont réduits à une couche de 2 à 3 000 m ; elle s’épaissira du 16 au 30 où elle atteindra 5 à 6 000 m. En mai, les vents d’Ouest règnent, dans l’ensemble, au-dessus de 4 000 m. En décembre le contact entre les deux circulations se situe aux alentours de 6 000 m. Cependant les vents d’Est sont réduits à 2 000 m les 9 et 10 ; ils dépassent 10 000 m au début du mois et 9 000 à la fin. Ainsi, durant la période fraîche, en dehors d’amincissements sérieux, voire de disparitions qui rappellent les dispositions rencontrées à La Havane et à San Juan, on peut assigner au flux d’Est une épaisseur de l’ordre de 4 à 6 000 m.

44Au cours de l’hivernage (juin à novembre) le style change. Il en est ainsi surtout en juillet et août, au cœur de l’été. En juin, le contact se maintient encore fréquemment aux alentours de 6 ou 7 000 m, mais les vents d’Ouest disparaissent entre le 8 et le 10 puis les 20 et 21. En juillet, la circulation d’Ouest ne subsiste plus que sous la forme de zones exigües et discontinues. Ces dispositions sont plus nettes encore en août. Septembre voit réapparaître le style de juin. Avec octobre et novembre c’est le retour progressif du style hivernal. En octobre, si l’épaisseur des vents d’Est demeure importante ou considérable le 4, le 6, du 16 au 20, du 23 au 26, elle est réduite à 2 000 m au maximum ou même disparaît les 2, 11 et 12. En novembre, la disparition des vents d’Est entre le 3 et le 6 et leur faible épaisseur du 19 au 23 contrastent avec leur grande puissance du 9 au 12 et les 26, 27.

45L’épaississement des vents d’Est en période pluvieuse est évident. Il est vrai qu’en octobre-novembre, au moment de l’exaltation pluviométrique maximale, ce style se combine avec un vigoureux retour offensif de la circulation d’Ouest.

46Les modifications saisonnières dans la direction des vents dominants vont de pair avec un changement moyen dans leurs vitesses. D’une façon générale, sur les 18 km de référence, les vents les plus forts sont contenus dans la circulation d’Ouest. Ainsi en est-il de janvier à mai et surtout en décembre. Durant ce mois, l’opposition entre forts vents d’Ouest et vents d’Est plus modérés est même remarquable. Ces dispositions restent valables de septembre à novembre. Il faut y voir, surtout en période sèche et fraîche, l’influence de la transgression vers le Sud du flux circumpolaire.

47Il n’empêche qu’au sein du régime d’Est, des vents forts peuvent également intervenir. Ils revêtent cependant un caractère accidentel. Tel est le cas des accélérations brutales des 16 juin, 21 juillet, 11 et 22 août, auxquelles on peut ajouter celle, plus modeste, du 8 août. Le lien de ces accélérations avec des perturbations passagères est évident et se trouve renforcé par le fait qu’elles s’accompagnent de fortes pluies. Les situations des 16 juin, 21 juillet et 11 août sont particulièrement démonstratives de ce point de vue.

48L’analyse qui précède recoupe les conclusions auxquelles nous aboutissions antérieurement. La période qui va de décembre à mai s’oppose bien à celle qui se situe entre juin et novembre. Il est évident, par ailleurs, que les mois estivaux les plus typiques sont ceux de juillet et août, tandis que juin et surtout octobre-novembre constituent les phases de transition avec l’hiver. Mais cette analyse permet surtout de replacer la circulation, en particulier estivale, dans le cadre de la circulation atmosphérique générale.

49En juillet-août 1956, les Petites Antilles étaient sous l’influence du flux d’Est équatorial d’altitude et sous lui, dans le lit des alizés. En décembre, par contre, elles ne subissaient que la marge septentrionale du système d’Est maintenu dans les basses couches sous le flux circumpolaire transgressif. L’alternative ainsi traduite répondant à l’évolution saisonnière du contact entre circulation froide d’Ouest et tropicale ou équatoriale d’Est.

50P. Birot30 signale en effet que, dans la zone tropicale de l’hémisphère Nord hivernal, la surface de séparation des vents d’Ouest tempérés d’avec les vents d’Est des basses latitudes « s’incline du 10^e degré au 25^e environ en direction du pôle ». On comprend alors que sur le 16^e parallèle (parallèle de la Guadeloupe), la base du flux d’Ouest circumpolaire ne soit pas très élevée, et ne laisse entre elle et le niveau de la mer qu’une mince couche d’alizés (figures 246 et 249). L’auteur indique par ailleurs qu’en été, les vents d’Ouest d’altitude sont affaiblis et rejetés vers le Nord, leur ligne de séparation d’avec les vents d’Est étant alors presque verticale, un peu au Sud du 30^e. Ces dispositions, qui restent particulièrement valables pour la Caraïbe (coupe estivale d’H. Riehl figure 249), recouvrent très exactement la situation de juillet-août 1956 au Raizet. La Guadeloupe est passée à cette date au Sud de la limite, verticale, des vents d’Est et d’Ouest. Ce qui implique, à vitesse modérée, le seul règne des premiers sur l’arc oriental ou du moins sur sa plus grande partie. Au plus près du niveau de la mer, les îles sont sous l’emprise des vents d’Est issus de l’anticyclone atlantique ; en altitude elles se trouvent au Sud de la crête chaude boréale, dans l’air équatorial d’Est, ou du moins sur sa bordure méridionale.

51Or, aux Petites Antilles, l’éclatement pluviométrique d’été intervient justement quand la crête est passée au Nord des îles, c’est-à-dire quand celles-ci sont sous un flux d’Est épais. Elles y sont, avec des pluies, quand les Grandes Antilles connaissent une régression pluviométrique relative (juillet-août). C’est que l’arc oriental plonge alors plus avant que le reste de l’archipel dans le système « équatorial » des vents d’Est perturbés.

52Ainsi retrouvons-nous par là encore, l’importance majeure de la circulation chaude estivale d’E.-N.E. à S.-S.-E. sur les petites îles. Une intervention boréale méridienne pourra converger avec ce flux pour donner de fortes pluies. Mais il n’y aura, avec le retour de ces advections polaires, qu’une phase de transition préfigurant l’hiver. Les arguments que nous avons avancés jusqu’ici concernant l’importance de la circulation chaude d’E.-N.E. à S.-S.E. sur les Petites Antilles estivales sont basés sur le dynamisme et la direction des flux à tous les niveaux de référence. Il est temps de voir maintenant que ces masses d’air tropicales et équatoriales sont effectivement plus chaudes que celles qui règnent en hiver.

III. — TEMPERATURES ET HUMIDITES SAISONNIERES COMPAREES

53Ce qui suit est basé sur les radio-sondages et les enregistrements pluviométriques du Raizet, pour janvier, mars, mai, juillet, août octobre et décembre, durant les années 1956, 1960, 1961 et 1962. En 1956 il a été établi jusqu’à 500 mb les courbes d’état moyennes et, grâce aux humidités relatives, les courbes moyennes de la θ’W. (figures 250 et 251). Il y a été ajouté la disposition des températures de l’air entre le niveau de la mer et 20 km d’altitude par surfaces équipotentielles en août et décembre (tableau 50).

54Les courbes d’état moyennes ont été établies par ailleurs entre 850 et 500 mb pour les mêmes mois de référence en groupant les années 1960, 1961 et 1962 (figure 252). Un tableau y ajoute les températures de 300 mb (tableau 51).

55Les mois de référence choisis l’ont été en fonction du rythme pluviométrique général reconnu. Nous avons considéré qu’il était bon de retenir janvier, mars, mai et décembre pour la période fraîche, et juillet, août, octobre pour la période pluvieuse. Janvier et décembre sont en effet au cœur du « froid » hivernal, mars au centre de sa sécheresse et mai en fin de saison. Juillet, août et octobre sont de leur côté, des mois caractéristiques des grandes pluies.

56Une telle documentation permet d’établir les tendances saisonnières de la température de l’air, de préciser les « masses d’air » et aussi de situer les degrés d’humidité atmosphérique successifs. Elle nous fournira plus loin le moyen de suivre les vicissitudes de la stabilité et de l’instabilité.

57Le tableau des températures de l’air aux niveaux isobariques « standard » pour les années 1960, 1962 (tableau 51) indique que les valeurs les plus basses sont atteintes à tous les niveaux en janvier ; les plus élevées le sont en août. Par ailleurs d’août à décembre, la régression thermométrique est nette : chute de 1°2 à 300 mb, 0°3 à 500, 0°5 à 700 et 1°9 à 850.

58Bien que d’altitudes sensiblement constantes, les niveaux isobariques ne sont pas aussi rigoureux du point de vue de la comparaison des températures que les niveaux équipotentiels. Envisageons donc les températures comparées aux niveaux équipotentiels en août et décembre 1956 (tableau 50). La tendance que nous venons de dégager se maintient jusqu’à 10 km, c’est-à-dire jusqu’à une altitude voisine de la surface 300 mb. Si les températures sont sensiblement comparables à 4 et 10 km, le refroidissement est évident en décembre au niveau de la mer, à 2,6 et 8 km. Si à 12 et 14 km il y a inversion de ces dispositions, leur rétablissement s’effectue toutefois au-delà, jusqu’à la tropopause.

59La tendance la plus générale de l’évolution des températures est bien en accord avec le rythme saisonnier de l’hémisphère. Elle est confirmée dans le détail par l’allure des courbes construites sur émagrammes en 1956. Disposant d’un plus grand nombre de niveaux « standard » que précédemment et ayant à notre disposition des humidités relatives, nous avons pu construire ici, avec une certaine précision, les courbes d’état et des θ’W. (figure 251).

60Envisageons tout d’abord la variation moyenne de la température de l’air (figure 251 haut). De janvier à mars, le réchauffement est général. Il continue, très fort sous 700 mb de mars à mai tandis qu’intervient un certain refroidissement au-dessus de ce niveau. La tendance se poursuit de mai à juillet où nous notons un nouveau et lèger refroidissement autour de 600 mb, mais aussi l’accentuation du réchauffement sous 700 mb. Le réchauffement général intervient ensuite entre juillet et août, sauf dans les basses couches où les températures ne varient pas. Ces dispositions sont inversées d’août à octobre où les températures ne bougent guère en dehors d’un réchauffement de 800 à 1 000 mb. D’octobre à décembre, enfin, c’est, aux alentours de 600 mb mis à part, le refroidissement général et massif.

61Ainsi, de janvier à octobre donc entre un mois hivernal typique et celui qui représente, en Guadeloupe, la culmination pluviométrique annuelle, s’opére un réchauffement certain ; ceci avant le brutal retour de l’air froid avec l’arrivée de décembre.

62Les variations de la température de l’air ne traduisent pas celles des masses d’air. C’est pourquoi nous avons calculé, pour tous les niveaux de référence, les températures pseudoadiabatiques potentielles du thermomètre mouillé. Or, les dispositions précédentes se trouvent confirmées par la valeur des θ’W. (figure 251 bas). Le modeste refroidissement d’altitude entre mars et juillet mis à part, le réchauffement massique est général de janvier à octobre. En particulier les réchauffements additionnés de janvier à mars et de juillet à août sont très largement excédentaires par rapport au refroidissement intervenu entre temps au-dessus de 700 mb. Quant au refroidissement massique situé entre octobre et décembre, il apparaît avec une particulière vigueur.

63Les variations saisonnières de la circulation atmosphérique traduites par les situations synoptiques (voir l’étude statistique de Tm) et les dispositions d’altitude, vont bien de pair avec les changements saisonniers de la température de l’air et des masses d’air.

64La comparaison des hauteurs d’eau tombées au cours des mois de référence au Raizet, montre une corrélation évidente des plus forts totaux avec le réchauffement. Les températures moyennes calculées de 850 à 300 mb entre 1960 et 1962 sont les plus fortes en août. Or, c’est le mois d’août qui comporte le total pluviométrique moyen le plus important avec 270 mm (tableau 51) (en 1956 les mois les plus pluvieux : août, 363 mm et octobre, 222 mm, sont inscrits dans la phase culminante du réchauffement (figure 250). D’une façon générale, de juillet à octobre, où les températures sont les plus élevées, on relève les plus grandes hauteurs d’eau et aussi parmi les jours de pluie les plus nombreux. On doit remarquer toutefois, à ce dernier point de vue, que les mois frais sont proches des mois chauds. Si de 1960 à 1962 (tableau 51), janvier a des hauteurs d’eau médiocres, il a beaucoup de jours pluvieux (dispositions caractéristiques des conditions moyennes). Avec 22 jours moyens, il dépasse même août et octobre. Il faut dire que les mois estivaux jouissent de conditions d’instabilité puissantes, génératrices de fortes chutes mais pas nécessairement de chutes renouvelées. En hiver par contre, la seule instabilité des basses couches et la direction des alizés par rapport aux reliefs expliquent à la fois la multiplicité des pluies et leur faible intensité. C’est un point sur lequel nous avons déjà eu à nous prononcer. Nous le retrouverons lorsqu’il sera question de situer les périodes de stabilité et d’instabilité saisonnières au-dessus de la Guadeloupe.

65Reste un point important : celui de l’humidité. Là aussi, la tendance est à l’augmentation, avec l’arrivée de la saison chaude. La disposition des radio-sondages développés en 1956 (figure 250) montre que août et octobre sont les plus humides. C’est durant ces mois que les courbes d’état et de la θ’W. sont, à tous les niveaux les plus proches l’une de l’autre. En regard de cela, l’écart est le plus fort en janvier, surtout au-dessus de 800 mb. De 1 000 à 800 mb en effet, si la tendance générale est indiscutable, elle n’en est pas moins estompée. L’uniformité relative de l’humidité saisonnière sur les 2 à 3 000 premiers mètres de l’atmosphère s’explique. En toutes saisons, les basses couches connaissent une histoire maritime importante avant d’arriver sur les îles. Ce qui explique d’ailleurs la multiplicité des pluies de saison froide. Quoi qu’il en soit, les masses d’air de N.-E. à S.-E. apparaissent bien les plus humides en même temps que les plus chaudes, au cours de l’été.

IV. — CONCLUSION SUR L’IMPORTANCE DE LA CIRCULATION CHAUDE D’E.-N.E. A S.-S.E. AUX PETITES ANTILLES EN ÉTÉ. LE SCHEMA

66Nous avons insisté sur l’importance des masses d’air froides dans l’étude des Grandes Antilles hivernales. La même attitude est adoptée ici au sujet des masses d’air chaudes estivales. La présence de ces dernières est attestée tout d’abord par la statistique (Tm reconnu en exclusivité sur les petites Antilles en été au niveau de la mer). Elle l’est ensuite par l’évolution des situations d’altitude. Celles décrites à 300 mb suggèrent en particulier la massivité de l’apport équatorial. Les niveaux inférieurs qui n’ont pas été décrits ici s’intègrent naturellement dans ces dispositions, d’autant plus que la direction d’Est de leurs vents est conforme à celle des niveaux étudiés. L’étude des températures d’état et de la θ’W. confirme celle du dynamisme des flux.

67Le contexte massique des Petites Antilles estivales étant dessiné, voyons donc maintenant comment s’y déroule la saison des pluies. Comme aux Grandes Antilles, l’hivernage connaît sur l’arc oriental des périodes plus ou moins longues de rémission. C’est elles que nous envisagerons en premier lieu.

LES DISPOSITIONS ABERRANTES : LES PERIODES D’INHIBITION PLUVIOMETRIQUE

68Nous devons nous entendre tout d’abord sur la notion de « période ». Celle-ci aura en effet un sens différent selon que l’on envisagera une rémission intense mais de courte durée, modifiant jusqu’à l’évolution diurne caractéristique de l’hivernage, ou au contraire une assez longue phase, de laquelle seront exclus essentiellement les abats importants. C’est dire que selon les cas, nous aurons à retenir des facteurs d’explication locaux et fugitifs, bien qu’à effets profonds, ou des facteurs plus généraux, à effet prolongé mais moins marqué. Au premier type de rémission appartient la divergence due aux perturbations, au second la médiocrité de la convergence sur le front intertropical ; celui-ci apparaît de ce fait peu actif et médiocre générateur de pluies. Les perturbations peuvent être de deux sortes : perturbations estivales proprement dites et parmi elles, la plus puissante, le cyclone tropical, perturbations hivernales résultant de la bipartition anticyclonique.

69Bien qu’ils doivent être étudiés à part, les cyclones tropicaux seront retenus ici pour leur divergence profonde et fréquente. Seront envisagées ensuite les périodes de sécheresse ou de déficit pluviométrique liées à la divergence de type hivernal. Il sera étudié enfin le cas où le front intertropical se trouve peu actif durant un laps de temps assez important.

I. — LA DIVERGENCE CYCLONIQUE

70Les effets que nous allons analyser sont du même ordre que ceux qui ont été relevés sur les Petites Antilles hivernales, lors du passage d’une dépression fermée d’origine polaire reprise dans le courant alizéen (janvier 1951). La plupart de ces effets se situent en septembre : septembre 1957, 1960, 1961, 1962. Il n’y a pas là une simple coïncidence. Nous verrons dans le chapitre consacré aux cyclones tropicaux que ceux-ci affectent les Petites Antilles principalement en septembre et en octobre.

A) SEPTEMBRE 1961

71Le cas le plus saisissant est fourni par l’intervention successive de 3 cyclones durant les deux premières décades : Betsy, Debbie et Esther. Leur passage a provoqué des effets de divergence dont il est résulté une grande inhibition pluviométrique et un ciel généralement peu nuageux. Le déficit pluviométrique du mois dans son entier a été considérable en Martinique et en Guadeloupe, bien que de fortes pluies soient intervenues en Martinique le 1^er par remontée de Z. I. C., et de cette île à Saint Barthélemy à partir du 24 du fait du retour de l’alizé instable. L’action de ces cyclones est donc profonde puisqu’ils donnent le ton à l’ensemble de la période.

72Il nous est possible d’en mesurer l’importance par référence aux mois d’Août et octobre 1961 entre lesquels septembre apparaît, quelles que soient les stations choisies, en très nette régression. Septembre 1961 est aussi en recul par rapport à la normale pluviométrique du mois. Le tableau 52 indique que pour 16 stations réparties en Martinique, Guadeloupe et Saint-Barthélemy (stations pour lesquelles nous possédons les totaux pluviométriques des trois mois de référence) septembre est toujours en retrait. L’homogénéité de l’effet cumulé des 3 cyclones est remarquable. Les stations d’altitude, celles des côtes caraïbes, celles des côtes atlantiques, ont réagi exactement de la même façon et avec la même ampleur. L’impression d’inhibition est confirmée par le fait que sur les 32 stations pour lesquelles nous indiquons l’écart à la moyenne de septembre, il n’y en ait aucune qui n’ait un écart largement négatif.

B) SEPTEMBRE-OCTOBRE 1962

73Au cours de la période, deux tempêtes tropicales passent au N.-E. des Petites Antilles et y provoquent un effet de divergence. La première, Célia, s’atténue vite tandis que la seconde, Daisy, qui se déplace en fin de mois, va en se renforçant. Elle deviendra un cyclone tropical à partir du 4 octobre.

74L’effet de Célia est particulièrement sensible sur la Guadeloupe. Son intervention le 15 est telle qu’elle amène à Pointe-à-Pitre l’absence totale de pluies, ce qui succède à 3 jours d’averses soutenues. Pointe-à-Pitre enregistre en effet 15,5 mm le 12, 10,1 le 13 et 17,7 le 14. Les pluies reprennent le 16, modestes il est vrai : 5,6 mm. A Saint-Claude tombent alors 13,2 mm. L’effet de divergence de Célia a donc disparu à cette date ; la dépression est en voie de comblement. Son action, aussi fugitive soit-elle, a créé provisoirement sur la Guadeloupe une modification du temps caractéristique. Pour mieux l’apprécier, il est bon de rappeler le temps subi au cours des journées qui l’ont précédée. Le 13 au matin, le ciel est clair. Seuls les reliefs de la Basse-Terre sont couronnés de cumulus qui disparaissent vers midi, sauf maintien d’une bande nuageuse au niveau de la Soufrière. La Guadeloupe sera cependant dans l’après-midi le lieu de passage de grains très sévères. Le 14, après une averse vers 6 heures du matin, le temps se dégage pour se recouvrir bientôt. Vers 10 heures, Pointe-à-Pitre subit une forte ondée ; le ciel est bouché sur le relief. Peu avant midi, puis vers 13 heures, nouvelles averses avec accompagnement de tonnerre.

75Les 13 et 14, le temps a donc été médiocre en Guadeloupe et dominé par une instabilité maximale en milieu de journée et dans l’après-midi. On s’attendait alors à une aggravation du temps pour le 15 en accord avec l’arrivée de la dépression que l’on avait déjà baptisée. Or, Célia ne suivit ni la trajectoire ni l’évolution prévues.

76Le 15 en effet, Célia est en voie de comblement au N.-N.E. des îles. C’est à ce moment qu’elle fait intervenir sur la Guadeloupe de la divergence. Il en découle un temps splendide. Le matin est magnifique ; la Soufrière entièrement dégagée. Ces conditions se maintiendront durant l’après-midi et dans la soirée. L’évolution diurne avec ondées et ciel nuageux en milieu de journée se trouve stoppée. Elle ne réapparaîtra que le lendemain après l’effacement de la divergence. On note en effet, le 16, un beau temps le matin mais des grains à partir du milieu de la journée.

77L’effet de Daisy est sensible sur la Martinique, et plus tardivement sur la Guadeloupe. L’intervention de cette dépression tropicale se situe immédiatement après une remontée de Z. I. C. dont il sera question plus loin. Une perturbation est signalée le 28 septembre sur l’Atlantique subéquatorial. Son centre est peu à l’Ouest du 40° méridien et au Nord du 10^e parallèle. Elle vient de naître sur le F. I. T. qui remonte alors fortement sur les Petites Antilles. Le 29, la dépression s’est creusée et glisse vers l’arc oriental. Puis elle se dirige vers le N.-W., amorçant une trajectoire qui doit lui faire éviter l’essentiel des Petites Antilles. Le 1^er octobre, toutefois, elle appuie sur les îles à la latitude de la Guadeloupe et de Gustavia. Elle remontera ensuite en direction du Nord. Les 3 et 4 elle est au Nord des îles Vierges, le 5 au Nord de Porto Rico, le 6 au large de la Floride, sur le 30^e parallèle. Le 7 elle est centrée sur les Bermudes où elle se transforme en dépression tempérée.

78Cette longue histoire dans les parages orientaux et septentrionaux des Petites Antilles correspond à un effet prolongé de divergence. L’affaissement de l’air intervient au Sud et à l’Est de la dépression dès le 30 sur la Martinique. Il s’y prolongera au moins jusqu’au 6 octobre. Il n’intervient sur la Guadeloupe et Saint-Barthélemy qu’à partir du 3. C’est que, du 30 septembre au 2 octobre, le Nord de l’arc antillais subit les effets pluvieux de la dépression. Suivons-en l’action inhibitrice sur la Martinique puisque c’est là où elle est la plus profonde.

79Au lendemain de l’effet de Z. I. C. des 27-28, le beau temps s’amorce sur l’île. Le 29 est une journée de transition entre les grandes pluies et la sécheresse. Le 30, en effet, il ne tombe plus une goutte d’eau sur les 12 stations bien réparties de Fort-de-France, le Lamentin, le Morne-des-Cadets, Sainte-Marie, Balata-Donis, Deux-Choux, Basse-Pointe, Anses d’Arlets, Le Vauclin, le François, l’îlet Cabri et le Carbet. Stations d’altitude, du littoral caraïbe et atlantique, du Nord et du Sud sont donc sous l’effet inhibiteur de la divergence due à Daisy. Quelques cumulus apparaissent seuls sur le relief en fin de matinée et se maintiennent en milieu de journée. Vers 15 h 30 on en observe d’ailleurs venant du Nord. Cette direction reflète bien les conditions atmosphériques générales alors subies. Daisy est en train de passer au Nord immédiat de la Guadeloupe. C’est dans le flux de Nord de sa face occidentale, déployé en delta, que se trouve la Martinique. Pendant ce temps la Guadeloupe subit les effets pluvieux du météore. D’où les 13,4 mm du 29 et surtout les 22,9 mm du 30 à Pointe-à-Pitre. Ces effets différentiels se poursuivent en octobre. Il tombe le 1^er, 20,2 mm d’eau à Gustavia et le 2, 11,2 mm à Saint-Claude. La Martinique reste alors fort peu arrosée sur l’ensemble des 12 stations de référence. Ces conditions se maintiendront jusqu’au 6 à l’exclusion d’abats sensibles les 3 et 6 à Deux-Choux. Durant la période, certaines stations martiniquaises n’ont pas enregistré une goutte d’eau. Il en est ainsi aux Anses d’Arlets, à l’îlet Cabri, au Carbet et au Vauclin (à l’exclusion de 0,6 mm le 6).

80Ce remarquable arrêt des pluies va de pair avec le blocage de l’évolution pluviométrique diurne. Le 2, le temps est splendide sur le versant caraïbe. Les nuages ne couronnent le relief que par intermittence ; les Pitons et la Pelée sont souvent dégagés, ce qui est assez exceptionnel, surtout pour cette dernière. Le 3, le temps reste beau et chaud. Quelques cumulus apparaissent en milieu de journée sur les massifs montagneux mais sans aggravation de la nébulosité. L’après-midi des 4 et 5 est très belle. Le 6 garde encore ces conditions avec, cependant, une tendance plus nuageuse sur les sommets. Il faudra attendre le 7 et surtout le 8 pour que le ciel se recouvre sérieusement en milieu de journée.

C) SEPTEMBRE 1960 ET 1957

81Avec Dona et Carrie on touche de façon saisissante au double aspect du temps de hurricane : d’une part, merveilleux soleil des tropiques, d’autre part, ciel sinistre annonciateur de tempête et de drame.

82En septembre 1960, durant la 1^ere décade, Dona provoqua ainsi des ravages sur Saint-Martin, Saint-Barthélemy et les îles Vierges, au N.-E. de Porto Rico et en Floride, alors qu’il apporta sur les Petites Antilles situées au Sud de sa trajectoire un grand beau temps.

83La comparaison est intéressante les 5 et 6 entre Porto Rico, la Guadeloupe et la Martinique. Le 5, s’il tombe 12 mm de pluie au Morne des Cadets, il n’y en a que 3,6 à Fort-de-France et 0,7 à l’aérodrome du Lamentin. En Guadeloupe, Pointe-à-Pitre est sans pluie et Saint-Claude n’en enregistre que 7 mm. Le lendemain, c’est la sécheresse complète sur ces stations, ainsi qu’à Gustavia. Le beau temps se manifeste alors par l’importance de l’insolation : 10 heures à Fort-de-France, 10 heures, 4 à Pointe-à-Pitre. Or, dans le même moment, San Juan a un ciel entièrement bouché de nuit comme de jour, et des pluies appréciables. Il en tombe 18 mm le 5 à l’aérodrome, 30 mm en ville et 40 mm sur chacun de ces deux points le 6. Les vents atteignent l’une de leurs valeurs maximales pour le mois. A cela il faut ajouter des manifestations électriques. Ainsi Dona distribue dans le même temps ses effets bénéfiques et dévastateurs.

84Du 6 au 15 septembre 1957, le cyclone « Carrie » provoque en Martinique 9 jours de beau temps. Ils contrastent heureusement avec le reste d’un mois passablement pluvieux. Les 9 et 10 et du 12 au 14, il ne tombe d’ailleurs pas une goutte d’eau sur l’aérodrome du Lamentin, pas plus qu’à Fort-de-France.

85Ce hurricane prend naissance le 6 par 15° N-38° W. Il se développe rapidement ensuite tout en se déplaçant vers l’W.-N.W. Le 11, il est centré par 20° N-52° W. Grâce à son effet de divergence, les ondes de l’Est qu’il précède ne peuvent atteindre les Antilles. D’où le très beau temps que connaît alors la Martinique.

86La contrepartie de cette belle période est dans l’une des plus grandes tragédies de la mer. Après être intervenu par affaissement de l’air sur les Antilles, Carrie remonte vers le Nord avant de se diriger sur les Açores. C’est dans les parages de l’archipel qu’il atteint le 21 le « Pamir », bateau-école allemand venant de Buenos-Aires. Le bâtiment disparaît peu de temps après dans la tempête. Il n’y aura que 5 survivants sur 93 hommes d’équipage. Le « Pamir » a été, pour partie du moins, victime de l’évolution finale du météore. Si « Carrie » se déplaça d’abord vers l’Ouest et le Nord comme le font le plus souvent les cyclones antillais, il se rabattit ensuite vers l’Est à une latitude très méridionale. Son parcours W.-E. proche des régions subtropicales s’explique par la présence d’une forte dépression tempérée stagnante sur l’Atlantique Nord et dont le flux le poussa sur les Açores. Or, arriver là par l’Ouest avant de remonter sur les îles Britanniques est assez peu fréquent, et semble avoir impliqué une modification profonde du style des vents.

87Il serait possible de multiplier les exemples de grand beau temps apparu grâce aux cyclones tropicaux. Si nous avons insisté sur ce cas, c’est qu’en dehors des spécialistes, il n’est sans doute pas toujours soupçonné à sa juste valeur. Certes, d’autres perturbations tropicales amènent de la subsidence, en particulier, par l’avant, les ondes de l’Est. Mais aucune, sans doute, ne provoque ce phénomène avec autant de puissance et de façon plus prolongée. Plus que tout autre, le cyclone tropical bloque les pluies, au point d’effacer jusqu’au rythme diurne, pourtant commun en période d’hivernage. Les cyclones tropicaux qui peuvent amener d’intenses aggravations du temps en suscitent donc aussi la nette amélioration. Tout étant finalement pour les îles, affaire de position par rapport aux trajectoires.

II. — LA DIVERGENCE DUE AUX PERTURBATIONS DE TYPE HIVERNAL

88Cette divergence découle de la fragmentation des hautes pressions subtropicales et de l’inclusion entre leurs cellules, de talwegs d’origine polaire. Ces talwegs pris dans la circulation d’Est peuvent donner des dépressions fermées et même aboutir à la forte dépression bermudienne.

89Nous avons vu dans l’étude statistique des centres d’action que l’anticyclone atlantique unique constitue la formule estivale habituelle. Ce qui ne veut pas dire qu’elle soit immuable. Tout d’abord nous avons constaté qu’à partir de septembre et surtout d’octobre, la bipartition redevient importante. Ensuite nous avons remarqué, grâce à l’étude des Grandes Antilles que, de juin à août, les poussées polaires ne sont pas inconnues.

90Les situations polaires de saison chaude sont en général pluvieuses au Nord et sèches sur les Petites Antilles, du fait de la divergence qu’elles y entraînent. C’est dire que le schéma reste ici l’un de ceux que l’on trouve en hiver. De l’analyse qui en a été faite durant cette période il a été dégagé deux situations sèches essentielles : situation dépressionnaire et situation anticyclonique. Nous allons les retrouver et les présenter brièvement, en nous souvenant d’ailleurs que les cas décrits combinent le plus souvent hautes et basses pressions.

A) L’INTERVENTION DE PUISSANTES DEPRESSIONS POLAIRES

1. — OCTOBRE 1960

91La troisième décade a été très sèche. Elle a succédé à des pluies, abondantes surtout durant les 15 premiers jours. C’est la Guadeloupe et ses dépendances septentrionales qui se sont trouvées les plus affectées par cet arrêt des précipitations. Si, du 21 au 31 on note 7 jours de pluie, généralement modestes, à Fort-de-France et à l’aérodrome du Lamentin, et 8 jours au Morne-des-Cadets, on n’en relève plus que 4 à Pointe-à-Pitre, 3 à Saint-Claude et 2 à Gustavia. Saint-Claude, habituellement très arrosé en période d’hivernage, a 5 jours consécutifs sans précipitations en fin de mois ; Gustavia en a 6.

92Les raisons de cet arrêt sont bien illustrées par l’évolution du 28 au 30. Le 28 règne sur l’Atlantique un anticyclone épais dont le centre haut est au Sud des Açores. Il dirige alors sur sa face équatoriale des talwegs mobiles en marche vers les Antilles. Or, ce centre d’action ne dépasse guère vers l’Ouest le 70^e méridien, c’est-à-dire la longitude de la République Dominicaine. Au-delà, en effet, se dessine un vaste talweg d’origine polaire limité à l’W.-N.W. par un anticyclone américain pelliculaire. C’est dire que nous trouvons ici le schéma hivernal avec combinaison d’un centre d’action anticyclonique atlantique épais et chaud et d’un anticyclone américain mobile et frais. C’est entre ces deux centres hauts que va s’organiser en une vaste dépression bermudienne le talweg polaire. Son approfondissement va forcer les hautes pressions américaines à remonter vers le Nord avant de glisser vers l’Est, tandis que l’anticyclone atlantique projettera une dorsale au Sud de la dépression obtenue. On arrivera ainsi le 30 à un étagement latitudinal intéressant, avec l’anticyclone subtropical axé sur le 20^e parallèle et la dépression des Bermudes située sur le 35^e. Celle-ci ne constituant d’ailleurs que la partie occidentale d’une vaste zone dépressionnaire allant jusqu’aux côtes d’Europe. L’anticyclone américain frais se déplacera alors le long du 45^e.

93On comprend ainsi la puissance de l’affaissement des masses d’air tropicales arrivant de l’anticyclone atlantique sur les Petites Antilles. Ces masses d’air sont en effet soumises à une forte diffluence due à l’appel qu’elles subissent en direction du Nord. On conçoit de même que la divergence aille en s’aggravant sur l’arc oriental au fur et à mesure que l’on se rapproche de la dépression bermudienne et que, de ce fait, la Guadeloupe et Saint-Barthélemy soient moins arrosés que la Martinique.

94Cet exemple n’est d’ailleurs que le plus caractéristique d’une série de situations identiques intervenues à partir du 17, avec circulation d’Est affaiblie et affaissée à la suite de creusements dépressionnaires sur l’Ouest atlantique.

2. — NOVEMBRE 1960

95« Dans l’ensemble, l’évolution constatée dans la dernière partie du mois précédent s’est accentuée… » (R.M.T. novembre 1960). Il en est résulté par endroits des pluies dues à l’interférence du front polaire et des alizés, et ailleurs, de la diffluence au sein de ces vents d’Est. Le second aspect est illustré par la rémission pluviométrique que l’on note entre le 19 et le 21 sur la moitié Nord des Petites Antilles. Le 19 il ne tombe rien à Fort-de-France, au Lamentin et au Morne des Cadets. Le 20 s’il pleut fortement sur la région des Pitons (29,5 mm), il n’y a toujours rien à Fort-de-France et au Lamentin. Pointe-à-Pitre et Saint-Claude, la veille encore fortement arrosés, ne reçoivent rien non plus. Il en est de même à Gustavia. La rémission sera totale le 21 pour les stations de référence martiniquaises et guadeloupéennes. Seul Gustavia aura un enregistrement de 6 mm.

96Il s’est trouvé d’autres rémissions pluviométriques durant le mois : une au début, une autre les 10 et 11, une autre encore les 25 et 26. Celle du 19 au 21 a eu une certaine ampleur grâce à la bipartition anticyclonique et à l’existence d’un large couloir de circulation méridienne entre les noyaux. Les cartes du 21 en donnent une idée très satisfaisante. La formule isobarique est alors A1 D2 A3. La dépression bermudienne s’étire des Antilles jusqu’au Sud du Groenland. Sa puissance est telle qu’elle dirige des lignes de discontinuités froides sur les Grandes Antilles et même sur le Nord des Petites. La circulation d’Ouest interfère avec la circulation chaude d’Est de A3. En fait pourtant, aussi bien le flux d’Ouest que le flux d’Est est affaissé. Ce dernier explique en particulier l’absence de pluies sur les Petites Antilles, les perturbations d’Est susceptibles de se mouvoir dans son sein perdant toute activité avant les îles.

97Le rôle d’une dépression régnant sur l’Atlantique subtropical occidental est déterminant dans les deux cas étudiés. Nous allons voir maintenant quelques exemples qui ne diffèrent des précédents que pour partie. Ils ont cependant comme caractère commun de ne donner, dans la combinaison isobarique, qu’une place modeste à la dépression.

B) L’INTERVENTION MAJEURE DES ANTICYCLONES

1. — AOUT 1960

98Les relevés que nous possédons pour l’ensemble des Petites Antilles nous indiquent un mois assez pluvieux de la Guadeloupe à Trinidad, avec toutefois aggravation de ces conditions du Nord au Sud. Or, il existe dans les séries pluviométriques des nombreuses stations de chaque île, de véritables « blancs », entendons par là, des moments où les pluies s’arrêtent à peu près totalement. Ces périodes se suivent des îles les plus méridionales aux plus septentrionales. Il apparaît même que ce sont les plus basses en latitude qui subissent avec le maximum d’intensité l’arrêt momentané des précipitations. Le 16 août est particulièrement démonstratif de ce point de vue. C’est le jour où il pleut le moins, et de beaucoup, à Trinidad. Sur 27 stations, 4 seulement enregistrent des pluies. Encore ces pluies sont-elles fort modestes puisque 2 fois elles sont de peu supérieures à 10 mm et les 2 autres, inférieures au mm. A la Barbade, mêmes dispositions. Sur 18 stations, une seule a été arrosée, fort modestement d’ailleurs (il n’est tombé à Cottage que 0,5 mm d’eau). La situation ne diffère guère à Tobago, Saint-Vincent, Sainte-Lucie et Grenade. En Martinique et en Guadeloupe où les stations ont été pour partie, plus touchées, la chute dans les totaux n’en apparaît pas moins nettement. Un puissant facteur intervient donc sur tout l’arc oriental. Il est à mettre, là encore, en relation avec la bipartition anticyclonique et l’inclusion d’un talweg polaire dans les basses latitudes.

99Les 16 et 17 août montrent l’intervention d’un talweg polaire au Nord des Bahama. Il est situé entre un anticyclone américain centré sur les Grands Lacs et des hautes pressions atlantiques. Ces dernières débordent sur les Petites Antilles. Elles dirigent des ondes d’Est sur leur face équatoriale. Mais le dessin qu’elles revêtent sur l’arc oriental, conjugué à la présence du talweg polaire au Nord d’Hispaniola, impose un fort effet de divergence à l’air tropical maritime.

100Pour l’essentiel, les Petites Antilles sont donc, le 16, sous le contrôle de AA avec flux fortement divergent ; la divergence de latitude étant aggravée par la perturbation froide en interférence avec le système tropical.

2. — OCTOBRE 1959

101Le tableau des pluies journalières à Fort-de-France, à l’aérodrome du Lamentin, à Pointe-à-Pitre et à Gustavia fait apparaître, au milieu de précipitations à peu près constantes, un répit total de plusieurs jours. Le 16 il ne tombe qu’une tranche de 0,7 mm d’eau à Fort-de-France, 0,8 à l’aérodrome et 0,2 à Gustavia. Pointe-à-Pitre n’est même pas affecté. Mais surtout la sécheresse est totale sur ces stations du 17 au 20, à l’exception d’1 mm relevé à Gustavia le dernier jour.

102Les dispositions synoptiques et d’altitude expliquent cette inhibition d’une façon très simple. Du 16 au 21 (cartes de 0 000 TU), se présente de la Caraïbe aux environs de Terre-Neuve un fort talweg. Celui-ci résulte de conditions polaires auxquelles s’ajoutent, dans la Méditerranée américaine, la transformation d’une onde de l’Est en cyclone tropical. Il sépare alors un anticyclone américain des hautes pressions atlantiques. Or celles-ci ont subi, à partir du 15, un brusque gonflement. Il en est résulté une puissante circulation alizéenne avec rejet de la Z.I.C. aux basses latitudes. La grande extension en longitude de l’anticyclone atlantique combinée au talweg explique la remontée sur les îles d’un flux de S.-E. chaud et divergent (les 16, 17, 19 et 20 à 700 mb). Dans ce cas comme dans le précédent, la présence d’un anticyclone au dessin propice reste essentielle.

C) AUTRES EXEMPLES D’INHIBITION PLUVIOMETRIQUE PAR INTERVENTION POLAIRE

103On peut noter une relativement faible pluviosité durant la première quinzaine de novembre 1958, en Martinique et en Guadeloupe. Or, la circulation est dominée par un régime diffluent à partir de A3.

104Du 11 au 13 novembre 1959, une régression très sensible de la pluviosité (il ne tombe rien le 11 à Fort-de-France, à l’aérodrome du Lamentin et à Pointe-à-Pitre alors qu’il ne tombe que 0,2 mm à Gustavia) est à mettre sur le compte de la divergence consécutive au fractionnement des hautes pressions subtropicales en éléments séparés par des talwegs polaires.

105La troisième décade de septembre 1960 est très peu pluvieuse. Ainsi en est-il en particulier du 26 au 28, où, mis à part 1 mm le 28 à Gustavia, il ne tombe absolument rien sur les stations habituelles de référence de la Martinique et de la Guadeloupe. Or, là encore, la situation est dominée par la diffluence engendrée par un morcellement anticyclonique de type hivernal.

106Le beau temps durant l’hivernage aux Petites Antilles peut donc être dû non seulement aux effets de perturbations d’été mais aussi à ceux de perturbations courantes en hiver. Certes, de telles conditions sont les plus fréquentes en fin de saison, c’est-à-dire au moment du retour offensif des processus polaires. Il est remarquable cependant qu’on les rencontre aussi durant la période la plus soumise à l’air tropical chaud d’E.-N.E. à S.-S.E.

III. — L’ACTIVITE MEDIOCRE DE LA ZONE INTERTROPICALE DE CONVERGENCE

107Le beau temps lié à la divergence engendre des cas précis d’inhibition. Après quoi, les pluies reprennent leurs droits. C’est, avons-nous dit, à quelque chose d’assez différent que répond la régression pluviométrique estivale liée à la médiocre activité de la Z.I.C. Ce manque de virulence peut, en effet, marquer un hivernage tout entier, au point de le rendre déficitaire par rapport à la moyenne des étés.

108La manifestation de telles conditions sera dans le nombre relativement restreint de perturbations et dans la pluviosité médiocre sur le front proprement dit.

109La virulence du F.I.T. dépend directement du régime des alizés de N.-E. et de S.-E. Que l’un ou l’autre, ou les deux chapelets de cellules anticycloniques où naissent ces alizés soient peu actifs, et c’est le front qui en subit les conséquences. Mais aussi avec lui les perturbations, à commencer par les ondes de l’Est qui, dans l’un de leurs modes de formation probables, dépendent d’ondulations de la Z.I.C. Même remarque restant valable pour la formation de certains cyclones tropicaux.

110Comme le F.I.T. proprement dit et comme les perturbations qui en sont issues apportent des pluies massives, on comprend que son peu d’activité puisse provoquer un déficit pluviométrique.

111Justement, l’hivernage 1959 s’est caractérisé par un certain manque de pluies. Ceci a été dû à la faiblesse habituelle des hautes pressions de l’Atlantique Nord qui n’ont pu entretenir une convergence puissante avec l’alizé austral. Nous n’insisterons pas sur ce fait, facile à comprendre. Remarquons toutefois qu’il n’y a là que l’explication seconde d’un phénomène dont l’explication première nous échappe en partie. Car, à partir de ce que nous venons d’indiquer, se pose une nouvelle question : pourquoi, durant une longue période estivale, les anticyclones subtropicaux peuvent-ils être sans vigueur ? Mais répondre à cela impliquerait que l’on connaît la genèse de ces anticyclones d’été, ce qui n’est pas le cas. Nous en sommes réduit en effet à des hypothèses dont il sera question plus loin. Du moins pouvons-nous convenir ici que l’explication de la médiocrité des pluies estivales de F.I.T. dépend de l’explication qui sera donnée de la circulation atmosphérique générale.

IV. — CONCLUSION SUR LES DIVERS ASPECTS DE L’INHIBITION PLUVIOMETRIQUE ESTIVALE AUX PETITES ANTILLES

112Forte divergence du fait des perturbations ou du tracé des anticyclones, médiocrité de la convergence intertropicale, tels sont les éléments climatiques de la sécheresse. Il faut remarquer que rien ici ne fait appel aux processus thermiques. En particulier, les talwegs polaires ne peuvent intervenir par l’air froid en tant que tel.

113C’est dire que nous nous trouvons à une latitude où les processus thermodynamiques semblent bien une fois encore céder le pas aux processus cinématiques. L’analyse des pluies va, en grande partie, confirmer cette idée

LES DISPOSITIONS NORMALES : LES PLUIES

I. — L’INSTABILITE ESTIVALE

114La possibilité de pluie répond à l’instabilité conditionnelle ou sélective. C’est dire que tout contraste pluviométrique dans le temps ou dans l’espace doit correspondre à des différences de tendance à l’instabilité. En particulier, nous devons retrouver une opposition entre les mois de l’hivernage et ceux de la saison sèche. C’est cette opposition que nous avons mise en évidence pour les Petites Antilles en nous appuyant sur les R.S. du Raizet (fig. 250 et 252).

115Il y a plusieurs moyens de saisir les variations de l’instabilité verticale. Il est possible de calculer le gradient thermique moyen entre deux surfaces équipotentielles et d’en comparer les valeurs successives pour une même station (ou d’une station à l’autre si l’on désire faire des comparaisons dans l’espace). La précision obtenue sera plus grande si l’on fait les calculs de gradients par tranches altimétriques successives peu épaisses. Il sera alors possible, compte tenu de l’humidité relative aux différents niveaux, de placer telle tranche d’atmosphère dans la stabilité absolue, l’instabilité absolue ou conditionnelle. Il y a là des solutions approchées mais expressives, du moins dans les plus basses couches.

116La solution la plus rigoureuse est cependant dans l’établissement sur émagramme des courbes d’état dessinées à partir des températures moyennes calculées aux niveaux isobariques. Les tranches de stabilité ou d’instabilité apparaissent immédiatement sur un R.S. ; de même devons-nous retrouver ici par tranches d’atmosphère limitées par les surfaces isobariques, les tendances moyennes à l’instabilité. C’est ce que nous avons fait au Raizet, pour 1956 (fig. 250) et pour la moyenne des années 1960 à 1962 (fig. 252). Ayant pratiqué de la même façon avec les humidités relatives, il nous a été possible d’obtenir les courbes moyennes de la θ’W en 1956. Nous savons quel parti en a été tiré.

117La mise en évidence des tranches d’instabilité saisonnière fournit de précieux enseignements. Nous retrouvons l’opposition entre la période pluvieuse et la période sèche. La première est plus instable que la seconde. Il en est ainsi tout d’abord en 1956 où les courbes de sondage s’appuient, de 1 000 en 1 000, sur les niveaux allant de 1 000 à 500 mb, ce qui leur confère une assez grande précision. Janvier, mars, mai et décembre diffèrent de juillet, août et octobre. Au cours de ces trois derniers mois, l’instabilité conditionnelle est obtenue à tous les niveaux. La pente des courbes indique même une forte tendance à l’instabilité. Par contre, en janvier, la stabilité absolue apparaît entre 800 et 700 mb puis entre 600 et 500. En mars, son renforcement est manifeste. Une épaisse tranche d’air absolument stable se présente entre 800 et 600 mb. En mai, il y a recul mais non disparition de cette tendance. Décembre offre, comme mars, une atmosphère stable entre 800 et 600 mb.

118Le contraste entre été et hiver est donc évident. Il dépend essentiellement de différences intervenues dans les couches moyennes. Entre le niveau de la mer et 900 mb les gradients thermiques d’instabilité ne varient guère. Cette instabilité permanente des très basses couches explique également la multiplicité des abats, aussi bien hivernaux qu’estivaux. L’instabilité se maintient aussi en altitude. La localisation préférentielle de la stabilité hivernale au-dessus de 800 mb reflète bien les cas successifs que nous avons notés aux Grandes comme aux Petites Antilles. C’est là où se situe le plus souvent l’inversion ou la plus importante en même temps que la plus basse des inversions thermiques, quand il s’en trouve plusieurs.

119Nous avons attribué à ces conditions, comprises en moyenne entre 1 500 et 3 000 m, une cause essentiellement polaire. Il semble en effet que ce soit à ce niveau que se manifeste au maximum l’influence des advections polaires, fraîches et subsidentes.

120Les graphiques moyens des années 1960 à 1962 (fig. 252), dessinés entre 850 et 500 mb confirment ces observations. Juillet, août et octobre restent instables sur toute l’épaisseur d’atmosphère considérée, tandis qu’en janvier, mars et décembre il y a stabilité absolue entre 850 et 700 mb. Cette tendance se maintient en mai de façon moins nette. Le facteur de l’inhibition pluviométrique hivernale se retrouve ici, répondant également à l’attaque préférentielle des masses polaires.

121Le faisceau de corrélations obtenues par cette analyse et les précédentes est démonstratif. Les années 1956, 60, 61 et 62 s’inscrivent dans la tendance générale. Or, à travers elles, il vient d’être possible de fixer le contraste entre l’hivernage et la période plus sèche, du point de vue de l’instabilité. Ce contraste, nous l’avions précédemment obtenu dans la disposition des vents et des masses d’air, avec amincissement du flux d’Est hivernal et épaississement du flux d’Est à S.-E. estival. Tout cela s’ajoute à l’opposition des combinaisons isobariques et à celle des styles pluviométriques.

122Le contexte étant cette fois bien défini, voyons comment se déroulent les pluies d’été sur les Petites Antilles.

II. — LE CYCLE DIURNE ET LES PLUIES DE CONVECTION

123Nous retrouvons ici un point essentiel de l’analyse pluviométrique. Nous savons que la convection diurne intervient aux Petites Antilles en toutes saisons, mais qu’elle est maximale en été. C’est à cet aspect fondamental que nous allons nous attacher tout d’abord.

124L’intensité des pluies de convection est, par définition, substantielle. Or, l’été se manifeste justement par l’augmentation de l’intensité journalière et de l’intensité horaire moyenne des chutes d’eau. Certes, il n’est pas possible de lier cette aggravation des abats exclusivement à la convection estivale car les perturbations interviennent également. La convection peut cependant être cernée en premier lieu, ici comme aux Grandes Antilles, par une rapide analyse de la répartition saisonnière des intensités journalières et horaires.

125La figure 253 indique une augmentation du nombre des jours de pluie durant l’hivernage, de Saint-Barthélemy à la Martinique. Mais elle montre surtout qu’il y a, durant cette saison chaude, une augmentation du nombre moyen des jours de pluie d’une intensité supérieure à 10 mm et apparition de ceux où elle dépasse 25 mm. Si parmi les cinq stations de référence, décembre n’est privé de cette dernière intensité qu’à la Désirade, on constate qu’elle n’apparaît en aucun endroit de janvier à mars et qu’on ne la rencontre qu’en Martinique en avril. L’importance relative des totaux journaliers appréciables est pourtant plus significative encore. Les grands mois de l’hivernage voient, en effet, le pourcentage des jours de pluie où il tombe au moins 10 mm d’eau, augmenter de façon très sensible par rapport à l’« hiver ». C’est bien là le point important. Autant et même plus que par l’augmentation du nombre de jours de pluies, l’hivernage se caractérise par l’augmentation de l’intensité pluviométrique journalière. Ce qui implique celle de l’intensité horaire.

126Pour caractériser cette dernière dans ses dispositions moyennes (nous irons plus avant dans le détail à ce sujet, plus loin), empruntons quelques chiffres à G. Campan31. Selon cet auteur, l’intensité horaire des précipitations est de 5,5 mm en saison sèche et de 8,5 mm en saison pluvieuse à Saint-Barthélemy et en Guadeloupe. A Fort-de-France, l’intensité horaire divise l’année en trois périodes. De décembre à avril, elle est de 2,5 à 3,5 mm. De mai à septembre, elle passe à 4,5 — 5,5 mm. En octobre et novembre, période la plus arrosée (le posthivernage de G. Campan)32, l’intensité pluviométrique horaire est de 6 à 6,5 mm.

127Ainsi, de la saison sèche à la saison pluvieuse, il y a bien augmentation de l’intensité journalière et aussi horaire des pluies, en même temps que celle de leur fréquence. C’est dire que la convection qui participe à ce schéma imprime fortement sa marque à l’été. Or, la convection doit être vue dans le cadre du cycle diurne.

128La cause de ce cycle diurne est dans la fluctuation de la température par 24 heures, fluctuation indépendante de celles qu’impose le jeu des masses d’air. Son réactif est fourni par l’évolution nuageuse. Sa conséquence est dans le rythme pluviométrique ayant pour cadre la journée. Nous avons précédemment surtout insisté sur ce dernier point. L’abondance de la documentation et les corrélations qu’elle rend possibles, nous permettent ici d’envisager la question selon tous ses aspects essentiels.

A) L’EVOLUTION THERMIQUE DIURNE

129G. Lasserre note qu’à Pointe-à-Pitre « le rythme quotidien des températures est toujours sensiblement le même. Le minimum se place vers six heures du matin peu après le lever du soleil ; en deux heures, de six heures à huit heures, la température s’élève brusquement de trois degrés, et augmente progressivement jusque vers treize heures. Les maxima se situent entre midi et quatorze heures… La température décroît lentement dans l’après-midi pour s’abaisser un peu plus vite au coucher du soleil ; puis elle diminue faible ment et régulièrement dans la nuit, jusqu’au minimum du petit jour »33. Ces dispositions sont identiques à celles que nous avons notées à San Juan. Nous les retrouvons, en toutes saisons, à Fort-de-France, Gustavia et aussi Pointe-à-Pitre, sur les graphiques que nous avons établis des rythmes journaliers calculés sur 3 ans (1960 à 62) (fig. 254). Ces graphiques fournissent la température moyenne de 5 heures du matin, 11 heures, 17 heures et 23 heures. Il s’agit donc de la fin de la nuit, du milieu de la journée, de l’après-midi et d’un stade déjà avancé de la nuit suivante. Les températures nocturnes sont partout plus basses que les températures du jour. Parmi celles-ci, celle de 11 heures l’emporte sur celle de l’après-midi. En outre, la progression thermique au cours de la matinée est forte. A Pointe-à-Pitre en particulier, un très fort réchauffement intervient entre 5 et 11 heures.

130Le schéma dessiné par G. Lasserre a une valeur générale, à la fois dans l’espace et dans le temps. Il faut noter en outre, et cela participe à l’accentuation de la convection de saison chaude, que les mois de mai et surtout juillet, août et octobre ont des températures plus importantes que janvier, mars et décembre. Cette tendance est très nette pour 11 heures, heure à partir de laquelle les plus fortes pluies estivales débutent d’ailleurs comme nous allons le voir.

131A Fort-de-France, la moyenne de 11 heures est de 25°9 en janvier, 27°4 en juillet, 27°9 en août, 27°8 en octobre, pour retomber à 26°3 en décembre. A Pointe-à-Pitre, même évolution : 26°6 en janvier, 28°6 en juillet, 28°8 en août, 28°6 en octobre et 27°4 en décembre. Ce qui fournit entre été et hiver, un écart moyen de 2° à Fort-de-France et de 2°2 à Pointe-à-Pitre, pour ce moment de la journée.

132L’évolution thermique diurne se trouve corroborée par celle de l’humidité relative. Le régime journalier de celle-ci est exactement l’inverse de celui des températures (fig. 255). Les plus fortes humidités relatives, aussi bien à Gustavia, à Fort-de-France qu’à Pointe-à-Pitre, se situent à 5 heures et à 23 heures. L’humidité minimale est toujours relevée à 11 heures. Une telle variation s’explique par le rapport, classique, de l’humidité et de la température, l’augmentation de cette dernière tendant à éloigner l’air de s)n point de saturation et son abaissement à l’en rapprocher.

133Les radio-sondages bi-quotidiens de Pointe-à-Pitre en 1956 confirment le rythme thermométrique des très basses couches, permettant d’en apprécier les effets jusqu’à une certaine altitude et d’en noter les conséquences sur le degré de stabilité et d’instabilité atmosphérique.

134Les figures 256 montrent quelques cas parmi ceux, similaires, que comporte notre documentation. Le schéma qui apparaît ainsi n’est pas propre à l’hivernage. C’est pourtant durant cette période qu’il est le plus démonstratif ; constatation importante qui révèle la vocation de la saison chaude à l’égard des événements pluviométriques journaliers qui nous retiennent ici.

135Le premier R.S. de la journée se place entre 1 030 et 1 200 heures (heure locale). Le second se situe vers 2 300 heures (local). Le premier appartient à la phase d’augmentation brutale de la température en fin de matinée et le second à la phase de diminution nocturne34.

136Nous disposons ainsi de deux R. S. traduisant fidèlement les deux phases de l’alternative thermique journalière-réchauffement diurne et refroidissement nocturne. La superposition qui a été faite des courbes d’état successives entre le sol et une altitude de l’ordre de 2 000 à 2 500 m montre le refroidissement, de la fin de la matinée à la nuit, et le réchauffement, depuis ce moment jusqu’à la matinée suivante.

137Il est possible d’aller plus avant, grâce aux R. S. du 9 au 12 août 1956. S’il y a refroidissement entre le jour et la nuit, comme l’indique la comparaison habituelle entre R. S. de 1 100 et 2 300 heures, il y a poursuite de la récession thermique en pleine nuit. Tel est le sens du refroidissement noté entre le 9 à 2 300 heures et le 10 à 0520 heures du matin. Remarquons également qu’après celui du 10 entre 1 100 et 2 310 heures, il y a poursuite du processus dans la nuit du 10 au 11. On constate de même que la température est plus importante en milieu de journée qu’au milieu de la nuit. Le 11 août, il y a un réchauffement sensible entre 0 520 et 1 740. L’abaissement des températures viendra ensuite avec l’arrivée de la nuit (R. S. du 12 à 0 120). Puis ce sera le réchauffement du 12 au matin avant le refroidissement de la nuit suivante. Certes, du 9 au 12 passe sur la Guadeloupe le cyclone Betsy. Il est évident que les mouvements de température que l’on suit par exemple du 9 au 10 entre 2 300 et 0 520 heures sur une épaisseur d’au moins 3 000 m, ne doivent pas qu’aux conditions locales. Il est remarquable pourtant de constater que, même dans une forte perturbation, les tendances habituelles ne se trouvent pas effacées.

138Le caractère de l’alternance thermique diurne dans les basses couches est général dans le temps et dans l’espace, nous l’avons dit. Les R. S. du Raizet le confirment. Il s’agit bien d’événements indépendants du jeu des masses d’air et soumis à l’alternance du jour et de la nuit. Une preuve supplémentaire en est fournie par le fait que ces variations régulières sont, comprises en moyenne dans les 1 000 premiers mètres de l’atmosphère. Le niveau 1 000 m est le lieu habituel de variation nulle des températures, alors que cette variation est maximale au sol. L’influence du rayonnement nocturne et de l’insolation diurne est donc indiscutable.

139Ces dispositions expliquent à leur tour les conditions du gradient thermique. L’instabilité tend à s’établir de jour sur sol surchauffé, avec possibilité de convection, surtout en milieu de journée. L’apport solaire est alors à son maximum. De nuit apparaît la stabilité absolue en air radiatif. L’inversion thermique part du sol. Ces situations stables (24 août, 13 et 26 septembre, 19 octobre, 3 et 7 novembre) sont réalisées sur quelques centaines de mètres. Il ne faut pas les confondre (nous l’avons déjà souligné), avec l’air radiatif hivernal du continent américain.

140Ainsi se dégagent des conditions classiques ; tendance à la pluie en milieu de journée, inhibition pluviométrique nocturne. Avant de montrer que le rythme pluviométrique journalier se calque effectivement sur ces tendances, précisons pour les besoins de la cause les caractères nuageux de l’hivernage.

B) L’EVOLUTION DIURNE DU CIEL D’HIVERNAGE

141La convection se produit au sein des perturbations estivales puissantes. Les nuages à développement vertical qui y sont associés apparaissent, dans ce cas, indépendamment du rythme qui nous préoccupe. Mais ce dernier suscite par lui-même de la convection. Il doit aussi imposer un système nuageux convectif et sa localisation préférentielle en milieu d’après-midi.

142Nous envisagerons l’évolution diurne du ciel d’hivernage en fonction de la nébulosité au-dessus de Fort-de-France, Pointe-à-Pitre et Gustavia. Nous verrons ensuite les nuages convectifs au Raizet en 1960. Nous introduirons également ici l’étude des brises de terre et de mer, de vallée et de montagne. Ces vents locaux sont liés au rythme journalier. Ils contribuent ainsi à la variation diurne de la nébulosité.

1. — LES TENDANCES GENERALES

143Il a été calculé sur 3 ans (1960 à 1962) aux trois stations de référence, la nébulosité moyenne à 5 heures, 11 heures, 17 heures et 23 heures (figure 257). Les mois choisis ont déjà été impliqués (janvier, mars, mai, juillet, août, octobre et décembre). La nébulosité est appréciée en octas de ciel couvert.

144A Fort-de-France et à Pointe-à-Pitre, été comme hiver, la tendance est à la nébulosité maximale de jour. La culmination est à 11 heures, ce qui traduit à peu près les dispositions de milieu de journée. L’opposition entre l’importance de la couverture nuageuse du jour et sa diminution de nuit est classique. Ce rythme est exactement celui des températures. Le lien entre les deux faits est d’ailleurs fourni par la tendance notée plus haut à stabilisation par rayonnement nocturne et à instabilité par insolation.

145A Gustavia, dont nous ne possédons pas le relevé de 23 heures, la situation est à peu près identique. La nébulosité maximale tend toutefois, en juillet et août, à se situer à 17 heures.

146La nébulosité moyenne augmente en été. Ce qui va avec l’augmentation des températures et contribue à expliquer que cette époque de l’année soit plus particulièrement celle des pluies de convection. L’accentuation estivale de la température de 11 heures s’accompagne de celle de la nébulosité. A Fort-de-France, à ce moment de la journée, la nébulosité moyenne est de 5 octas en janvier, 6 en juillet, 5,6 en août, 5,3 en octobre et 5,6 en décembre. A Pointe-à-Pitre, on relève 5,3 octas en janvier, 6 en juillet, 6 en août, 5,6 en octobre et en décembre. La courbe de la nébulosité de 11 heures, supportée par les mois de référence, est dans l’ensemble identique à celle de la température. La nébulosité moyenne de décembre est cependant assez comparable à celle de l’hivernage.

147La nébulosité diurne est aussi liée aux régimes des brises de terre et de mer, de vallée et de montagne. Comme ceux-ci dépendent des conditions thermiques définies plus haut, nous pouvons les envisager ici. Cet aspect va nous permettre d’ailleurs de raccorder l’évolution strictement insulaire à l’évolution maritime qui est assez différente mais influe également sur le climat des îles.

2. — EVOLUTION DIURNE DU CIEL ET VENTS LOCAUX

148Les vents locaux ne sont pas, dans le cadre de la journée, le fait exclusif de l’hivernage, pas plus que ne le sont les rythmes thermiques, de nébulosité et de la pluie. Il ne faut pas oublier cependant que l’instabilité conditionnelle apparaît à tous les niveaux, en hivernage seulement. C’est donc seulement à cette époque de l’année que ces processus prennent toute leur ampleur, du moins pour les systèmes nuageux et les précipitations. Il y a là un point essentiel et qui justifie la place que nous avons choisie pour cette étude.

149Nous venons d’envisager le canevas le plus général de l’évolution thermique et de la nébulosité diurne. Il faut mettre aussi en évidence les nuances de la couverture nuageuse dans l’espace, aux moments successifs de la journée. On doit alors considérer trois domaines : le domaine maritime, le domaine côtier et l’intérieur. H. Riehl indique que la variation diurne de la nébulosité au-dessus des océans est faible35. Situation facile à comprendre car la mer subit des modifications thermiques de bien moindre amplitude que la terre, qu’elles soient diurnes ou envisagées sur une période beaucoup plus longue d’ailleurs. Ces variations n’en existent pas moins. H. Riehl note à ce sujet que la faible nébulosité maritime s’accroît de nuit et décroît durant la journée. L’évolution est donc inverse de celle des parties terrestres. La couverture nuageuse maximale s’y place autour du lever du Soleil. Certes, il est difficile d’estimer la nébulosité nocturne et en particulier de l’estimer sur mer. Pourtant, de longues séries d’observations par bateaux permettent de l’admettre maximale de nuit et surtout en fin de nuit.

150Les nuages nocturnes sur les aires maritimes s’expliquent aisément. Ces surfaces conservant leur chaleur, l’air qui est à leur contact se trouve maintenu chaud sous un air devenant frais à partir d’une certaine altitude. La stratification est alors propice à l’instabilité, tandis que, dans le même temps, c’est l’inverse qui se produit sur terre (le rayonnement y étant maximal).

151On assiste donc, dans la réalité, à la combinaison de deux évolutions opposées. Il doit s’ensuivre dans les régions insulaires la juxtaposition, sur des espaces restreints, de styles diurnes très divers. En ce sens, la position des stations est importante. Nous l’avons déjà dit. La description des tendances diurnes générales réalisée à partir des observations de Fort-de-France, de l’aérodrome de Pointe-à-Pitre et de Gustavia est obligatoirement infléchie par la situation locale de ces stations. Elle ne saurait donc avoir une valeur absolue, c’est-à-dire être valable à la fois pour les parties côtières et l’intérieur.

152Sur les côtes, souligne H. Riehl, le régime des brises de terre et de mer gouverne l’évolution diurne de la nébulosité et des pluies. Nous traduirons ce fait en disant que l’évolution diurne des régions côtières est gouvernée par la masse de l’île et la masse océanique, ce qui nous permet de comprendre, sur nos stations littorales, les seules pour lesquelles nous ayons les observations horaires, la surimposition du rythme maritime au rythme terrestre. L’exaltation pluviométrique de milieu de journée est continentale, celle de fin de nuit est maritime. Nous avons eu l’occasion d’en parler déjà. Ce qui vient d’être dit l’illustre encore. En somme, rechercher à Fort-de-France, au Raizet, à Gustavia, l’importance de l’exaltation pluviométrique de milieu de journée, ce qui est notre préoccupation essentielle ici, c’est tenter de découvrir l’effet de la masse terrestre sur le rythme thermique journalier.

153A l’intérieur, où l’action maritime n’intervient plus (ou moins), on doit donc trouver les relations cherchées, à l’état pur (ou presque). Faute de relevés précis, nous pouvons du moins noter avec H. Riehl, et d’après nos propres observations, que c’est bien à l’intérieur des territoires que la nébulosité et les pluies atteignent leur maximum durant le jour, alors que les nuits sont claires. A ce dernier point de vue, les murs de nuages accompagnés d’averses restent sur les côtes et au-dessus de la mer.

154L’opposition générale entre évolution maritime et évolution continentale étant acquise par l’entremise des régimes côtiers, voyons maintenant comment les choses se présentent en allant plus avant dans le détail. Il est en effet nécessaire d’envisager l’évolution diurne de la nébulosité en fonction de l’orientation. Ce qui introduit la notion de côtes « au vent » et « sous le vent ». C’est à partir d’ici que nous trouvons d’ailleurs vraiment les vents locaux. Envisageons-les tout d’abord dans leur ensemble avant d’en venir à l’orientation proprement dite.

155Les côtes antillaises connaissent l’alternance de la brise de mer et de la brise de terre. Cette dernière apparaît dès le soir. C’est alors que la ventilation bienfaisante venue de l’intérieur détend les organismes.

156De jour, c’est la brise venant du large. On doit admettre d’ailleurs que le souffle du soir est à la fois le fait des processus « terrestres » et « de montagne ». Ainsi en est-il en particulier sur les Petites Antilles Volcaniques.

157Les graphiques du rythme diurne des vitesses moyennes de vents en surface à Fort-de-France, Pointeà-Pitre, Gustavia (figure 258), indiquent que ces vitesses s’inscrivent dans un rapport direct avec l’évolution thermique. A Fort-de-France et à Pointe-à-Pitre avec beaucoup de netteté, à Gustavia d’une façon moins systématique, les vents atteignent leur maximum de rapidité à 11 heures du matin. En outre, et surtout à Pointe-à-Pitre, la vitesse la plus forte se maintient bien durant les phases les plus chaudes de la journée (17 heures restant le deuxième maximum). Ce qui revient à dire que la brise de terre est moins forte que la brise de mer, en tout cas aux points d’observation. A Pointe-à-Pitre, le calme apparaît même en toutes saisons aux environs du lever du jour et réapparaît à un stade avancé de la nuit (23 h).

158Les vents locaux se combinent dans la réalité avec le régime des alizés. Les effets sur la nébulosité sont donc en fait la résultante de l’action des brises de terre-mer, vallée-montagne, et du flux général. Les vitesses de vent sur lesquelles nous venons de nous appuyer ne sont d’ailleurs rien autre que cette résultante. Le rythme diurne que ces vitesses dessinent au niveau du sol indique cependant le rôle éminent des critères locaux. A partir de là, comment l’orientation intervient-elle à son tour ?

159« La Guadeloupe — note G. Lasserre — connaît le souffle alternatif classique de la brise de mer et de la brise de terre. Cette dernière, légère et tiède, rafraîchit les côtes dès le soir… Il est évident que les calmes du matin sont dus, en partie, à la brise de terre qui contrebalance l’alizé en Grande-Terre et sur la Capesterre »36. Cette dernière constatation a de l’importance car elle résume la disposition nocturne des choses sur les parties « au vent » des îles. En particulier, elle donne l’explication des très faibles vitesses moyennes que nous venons de noter à 5 et 23 heures à Pointe-à-Pitre. Mais, il y a plus. Une telle disposition permet de comprendre la nébulosité matinale pour une station littorale « au vent » comme l’est dans une certaine mesure le Raizet, compte étant tenu de la très faible altitude de la GrandeTerre à l’Est et de la masse montagneuse de la Basse-Terre à l’Ouest. Les calmes doivent favoriser la nébulosité côtière, ce point s’ajoutant à ce qui, de cette nébulosité revient à l’influence maritime. Ainsi, l’alizé contrebalance la brise de terre pour permettre quand même « au vent » de la Guadeloupe à la nébulosité d’affecter les côtes. Ceci reste vrai pour San Juan à l’égard de la masse porto-ricaine. Nous nous étonnions plus haut que, de nuit, les régions côtières puissent être affectées par les nuages et les pluies, malgré les brises de terre. La chose s’éclaire ici, mais elle s’éclaire pour les côtes « au vent » seulement. A cela on peut ajouter que le brutal réchauffement qui suit le lever du Soleil est susceptible de favoriser, de toute façon, le maximum pluviométrique matinal déjà reconnu.

160« Sous le vent », les choses sont différentes. En Guadeloupe (Guadeloupe au sens strict de Basse-Terre), s’installe, toujours de nuit, « une brise d’Est » qui « est à la fois une brise de terre et une brise de montagne »37. Ce mouvement va alors dans le sens de la circulation alizéenne. Il en découle que si les sommets sont dégagés, les côtes « sous le vent » le sont aussi. Celles-ci connaissent en effet un fort flux descendant que n’ont pas les côtes « au vent ». En d’autres termes, l’influence maritime nocturne et de fin de nuit sur les côtes s’opère « au vent », alors qu’elle n’existe pas ou est fortement atténuée « sous le vent ». Ainsi, la nébulosité maritime nocturne doit-elle être plus sensible sur les stations côtières atlantiques que sur les stations caraïbes. Une dissymétrie importante intervient effectivement. Le dégagement des façades caraïbes est illustré par la constatation de G. Lasserre qui révèle que « De la côte sous le vent, la nuit, il est fréquent d’apercevoir la Soufrière magnifiquement dégagée ». Evidemment, « aux premières heures du jour [le cône] se coiffe impitoyablement de nuages »38. L’ascendance due à l’arrivée du Soleil doit alors intervenir à l’intérieur, développant aux premières heures du matin, un système nuageux dont nous avons vu qu’il pouvait renforcer sur les côtes mêmes, celui qui est d’origine maritime et d’essence nocturne. D’ailleurs, avec le retour du jour, l’alizé d’Est renforcé par les brises de mer et de vallées fait réapparaître une forte ascendance sur les reliefs, tandis que « sous le vent », il y a antagonisme de la brise venant de la Caraïbe et du flux général.

161Pour suivre, avec une précision suffisante, les nuances locales de l’évolution diurne des températures, de la nébulosité et des pluies, il faudrait disposer de stations judicieusement réparties. Les seuls documents horaires de Fort-de-France-Desaix, Pointe-à-Pitre-aérodrome et Gustavia ne nous permettent que l’esquisse des conditions générales, sans égard aux impératifs de la géographie locale. Cette remarque reste valable à Porto Rico. Il serait essentiel d’avoir des observations horaires en coupe allant des côtes « au vent » aux côtes « sous le vent » et passant par les sommets. Il faudrait par exemple posséder une coupe San Juan-Ponce ; Pointe-à-Pitre (ou Petit-Bourg)-Pointe-Noire (ou Bouillante, ou encore Vieux-Habitants) ; Sainte-Marie-Carbet etc.

162Dans cette analyse journalière du ciel d’hivernage, nous avons jusqu’ici envisagé l’aspect quantitatif de la nébulosité. Or, le but est la mise en évidences de l’importance des pluies de convection diurne. Nous devons donc envisager aussi le ciel d’hivernage, en particulier en milieu de journée, en fonction des nuages convectifs caractéristiques.

3. — LES NUAGES CONVECTIFS DE L’HIVERNAGE

163Nous verrons successivement les principaux d’entre eux, et leur évolution au Raizet en 1960.

164Les nuages convectifs sont analysés et illustrés dans divers ouvrages. Ce qui suit s’inspire des notations et illustrations de H. Riehl, S. Petterssen, M. A. Garbell et de l’Atlas international des nuages. Les renseignements de ce dernier ouvrage sont très largement utilisés ici.

165Les nuages convectifs appartiennent essentiellement aux genres cumulus et cumulonimbus. C’est d’eux dont il sera question. Dans tous les cas, ils sont à fort développement vertical, sauf les cumulus humilis.

166a) Les cumulus. — Il faut distinguer les cumulus de beau temps (cumulus humilis) et ceux qui engendrent la pluie (cumulus congestus).

167Les cumulus humilis ont une faible extension verticale. Ils paraissent généralement aplatis et ne donnent jamais lieu à des précipitations. Ils tachètent le ciel de flocons blancs39. De tels nuages ne sont donc pas liés aux atmosphères instables mais bien au contraire à la stabilité. Nous les indiquons ici pour mémoire. Ils sont éliminés de la suite de notre analyse. Les cumulus congestus40 correspondent à la forte extension en hauteur des cumulus. Ils prennent alors une apparence massive et « montagneuse ». Leurs contours sont généralement bien découpés. Dans les régions tropicales, ils provoquent souvent de fortes averses.

168b) Les cumulonimbus. — Quand les cumulus congestus se développent, ils deviennent des cumulonimbus41. Cette extension s’opère verticalement, dans les couches froides de l’atmosphère. Les nuages s’élèvent alors parfois, d’après H. Riehl42, jusqu’à 55 000 pieds — 16 500 m. Or cette altitude correspond à la hauteur moyenne de la tropopause. On conçoit qu’une telle puissance verticale implique de fortes précipitations et, dans bien des cas, des manifestations orageuses.

169Il existe deux espèces de cumulonimbus : les cumulonimbus Calvus, les Cb chauves (Cb cal) et les cumulonimbus capillatus, les Cb chevelus (Cb Cap).

170Les Cb Cal43 qui provoquent des précipitations sous forme d’averses, offrent des bourgeonnements de la région supérieure, plus ou moins indistincts et aplatis. Ils n’ont aucune partie ayant l’aspect fibreux ou strié, d’où leur nom.

171Les Cb Cap possèdent par contre, dans la région supérieure, des parties cirriformes à structure fibreuse ou striée. Ils donnent habituellement lieu à des averses sévères qui peuvent être orageuses, et à des grains.

172Ces silhouettes majeures sont souvent accompagnées de certaines particularités. Nous en citerons quelques-unes.

173Le Cb peut comporter à la partie supérieure une structure fibreuse ou striée prenant la forme d’une enclume. Ainsi en est-il dans le cas du Cb Cap incus (incus : enclume)44. Il peut présenter des virga (virga : baguette, branche, verge) (44). Ces virga sont souvent, dans les Cb Cap à la base du nuage comme l’indique M. A. Garbell dans son esquisse (44). Elles se présentent sous la forme de petites extensions en direction du sol. Le cumulonimbus peut être accompagné de formations mamillaires (cumulonimbus mamma). On observe alors les mamma soit à la base du nuage soit, plus fréquemment, à la surface inférieure de la corne de l’enclume du Cb Cap incus. Outre l’esquisse de M. A. Garbell qui offre ce dernier cas, on trouve cette disposition mamillaire, et de façon saisissante, dans le Cb mamma de la planche 54 du deuxième volume de l’Atlas international des nuages.

174Les Cb impriment au ciel d’hivernage, qu’il s’agisse de ceux qui apparaissent dans les perturbations ou en accord avec le cycle diurne, une marque particulière ; elle contraste, par son ambiance sinistre, avec les phases de beau temps. Ce sont des nuages denses et puissants à base souvent très sombre. L’aspect chaotique du ciel peut être aggravé par la présence, sous les Cb, de nuages déchiquetés. Ces Cb à développement vertical considérable peuvent également recouvrir le ciel en grande partie. Ils ont alors l’apparence des nimbostratus desquels, sous nos latitudes, suintent les pluies fines des dépressions de front polaire. Toutefois les cumulonimbus restent bien signés par les averses et aussi les éclairs et le tonnerre.

175La convection maximale est révélée par les cumulus congestus et surtout les Cb. Il est donc possible de reconnaître les périodes de convection massive à partir de la statistique de ces derniers et de leurs manifestations orageuses concomitantes. C’est à cela que nous allons nous livrer maintenant en localisant successivement ces éléments dans le cadre de l’année puis dans celui de la journée.

4 – DISPOSITION SAISONNIERE DES MANIFESTATIONS ORAGEUSES ET DES CB AU RAIZET

176L’état des observations et la nature des faits dont nous voulons établir la localisation dans le temps nous obligent à faire un choix. Nous retiendrons en effet les orages et les cumulonimbus, les deux faits se trouvant généralement liés.

177Nous possédons les relevés journaliers d’orages qui se sont manifestés au Raizet de 1951 à 1960, ce qui nous a permis d’en calculer sur 10 ans, mois par mois, le nombre moyen au-dessus de la Guadeloupe. Si l’on convient, avec une approximation très satisfaisante, que ces orages sont la manifestation de Cb, on peut en déduire la situation saisonnière moyenne de ceux-ci sur les 10 années d’observation, et de ce fait la localisation préférentielle de la convection. La statistique des Cb au Raizet en 1960 corrobore d’ailleurs cette position. A ce stade du raisonnement, on aboutit à la mise en évidence de la convection qui recouvre à la fois les processus diurnes et ceux qui interviennent au sein des grandes perturbations. Pour arriver à la convection diurne proprement dite, il faudra franchir une nouvelle étape.

178Le graphique du nombre moyen des jours d’orage au Raizet (orages avec manifestations électriques et tonnerre) entre 1951 et 1960 est suggestif (figure 259, croquis a). Il permet immédiatement d’opposer la saison fraîche à l’hivernage, le mois de mai constituant une transition.

179Ainsi, à partir d’un critère nouveau, se trouve une fois encore vérifiée l’opposition entre les deux grandes périodes de l’année. Bien mieux, exactement comme pour les pluies, le régime des orages connaît une culmination en septembre-octobre. Les cas des 10 années prises successivement reflètent d’ailleurs ces dispositions moyennes. En décembre, 5 années ne comportent aucun orage, 4 en comportent une journée et une, deux. De janvier à avril, les orages sont, en années vraies, à peu près inexistants. La progression apparaît en juin et surtout en juillet.

180Cette analyse nous amène à admettre que les Cb sont les nuages de l’hivernage. La statistique qui en est faite en 1960 à partir des observations de l’aérodrome de Pointe-à-Pitre permet de confirmer la chose (figure 259, croquis b). L’année 1960 nous est apparue comme reflétant de façon très satisfaisante l’état moyen du ciel. Nous avons donc, à l’exclusion de. tous autres, inclus dans une statistique les jours où il y a eu, chaque mois, apparition de cumulonimbus. Nous avons pour simplifier, réuni les Cb Cal et les Cb Cap en laissant de côté les cumulus congestus. Le résultat obtenu est, là aussi, remarquable et oppose une fois de plus, janvier-mai et décembre aux autres mois de l’année. Le nombre de jours où apparaissent les Cb croît brutalement en juin et surtout en juillet, se maintient ensuite à un haut niveau, 9 à 10 jours au minimum, avant de s’effondrer entre novembre et décembre de 18 à 2.

181Nous pouvons ainsi affirmer, à travers la répartition saisonnière de son réactif, que la convection est le fait fondamental de l’hivernage. Remarquons encore combien les corrélations sont rigoureuses en ce sens que, par l’intermédiaire de l’état du ciel, nous aboutissons au même découpage saisonnier qu’en usant des critères de l’instabilité traduite sur émagramme. Et comme ces critères recouvrent à leur tour de façon rigoureuse les dispositions pluviométriques, nous pouvons en conclure que les pluies de l’hivernage sont importantes parce qu’importante est la convection. Ce résultat n’est, certes, pas original. Il est classique d’admettre que les pluies tropicales de l’été sont dues à la forte instabilité de l’air et aux mouvements convectifs. Ce qui précède permet du moins de le prouver de façon rigoureuse. Surtout, ce raisonnement va nous permettre d’aller plus loin en mettant en évidence ce qui, dans cette convection estivale revient au cycle diurne et qui ne doit pas être confondu avec ce qui en revient aux perturbations accidentelles. Etant admis que les pluies orographiques ne sont ici qu’une manifestation connexe du cycle diurne45 et des perturbations.

5. — DISPOSITIONS JOURNALIERES DES ORAGES ET DES CB AU RAIZET EN PERIODE D’HIVERNAGE

182Etudions tout d’abord la localisation préférentielle diurne des orages à l’aérodrome de Pointe-à-Pitre. Comme précédemment, cette localisation a le mérite d’être basée sur 10 ans d’observations (1951-1960). Rappelons que nous impliquons ici les orages avec éclairs et tonnerre.

183Les observations étant précises, il nous est possible de faire le recensement des météores par tranches de 24 heures. Nous distinguerons donc les orages ayant sévi entre 12 et 18 heures, puis entre 18 et 24 heures puis entre 24 et 6 heures du matin et enfin ceux ayant eu lieu entre 6 et 12 heures. Nous savons que les orages de la période hivernale sont négligeables. Nous avons donc pu faire ce recensement pour l’ensemble de l’année. Les résultats sont ainsi, à extrêmement peu de chose près, ceux qui traduisent les situations moyennes de l’hivernage. Le tableau 53 indique pour les quatre périodes de la journée, le nombre d’orages relevés en années successives. Par lui-même, il est instructif en ce sens qu’il montre la supériorité numérique des orages d’après-midi. Surtout il a permis d’établir un tableau des nombres de cas moyens pour les divers moments de la journée distingués, et d’en apprécier l’importance en pourcentage (tableau 54).

184Avec 45 % des cas, les orages d’après-midi apparaissent bien les plus nombreux, et non éloignés, à eux seuls, de constituer la moitié du total. Il y a là un nouvel argument à verser au dossier de la convection de milieu de journée. Comme ces orages sont le fait de l’hivernage, se trouve confirmée par ailleurs l’importance de la convection liée au cycle diurne durant cette période. Il est intéressant de constater que ce schéma moyen reflète les réalités sucessives. Nous venons de voir qu’en années vraies, les orages d’après-midi l’emportent. Il faut souligner ici qu’il en est toujours ainsi et parfois même de façon massive comme c’est le cas en 1955-1956 et 1960.

185Quant aux orages qui sévissent sur les autres parties de la journée, ils n’ont pas vraiment de position préférentielle puisque, pour les trois périodes restantes, les pourcentages, compris, entre 16 et 21 % sont du même ordre de grandeur.

186L’analyse des divers moments de la journée où sont apparus, en 1960, les Cb sur la Guadeloupe avec observation effectuée depuis le Raizet, permet de confirmer l’importance de la convection de milieu de journée.

187Nous avons noté entre avril et décembre (là aussi nous avons impliqué toute l’année, mais seul l’hivernage recouvre vraiment cette statistique), 94 observations de Cb. Ce qui correspond d’ailleurs à un nombre de jours inférieur à cette valeur, plusieurs Cb ayant pu être détectés au cours d’une même journée. Comment se localisent-ils dans le cadre des 24 heures ? pour répondre à cette question, il faut admettre une marge assez grande d’appréciation. En effet, étant donnée l’imprécision inévitable des notations des observateurs sur les heures de naissance et de disparition de ces nuages, étant donnée par ailleurs la plus ou moins grande longévité de ces derniers, il ne nous a pas été possible de faire une statistique rigoureuse par fractions de 24 heures.

188Nous avons donc distingué dans un premier groupe les Cb présents exclusivement l’après-midi, auxquels nous avons ajouté ceux qui apparaissent en fin de matinée et se maintiennent au-delà. Nous avons admis, là également (ils sont peu nombreux), les Cb présents toute la journée, depuis 7 ou 8 heures du matin. Ce premier groupe doit servir de réactif à la convection diurne avec intensité maximale en milieu de journée et dans l’après-midi.

189Dans un deuxième groupe, nous avons placé les Cb de deuxième moitié de la nuit avec débordement éventuel sur partie ou totalité de la matinée.

190Dans un troisième groupe, enfin, nous avons distingué les Cb de la première moitié de la nuit, c’est-à-dire ceux qui se localisent entre 19 et 24 heures.

191Or, sur les 94 cas, 52 appartiennent au premier groupe, 37 au second et 5 seulement au dernier. Ce qui donne environ 55 % des cas en milieu de journée et dans l’après-midi, 39 % en deuxième moitié de la nuit avec débordement possible sur la matinée, et 5 % entre 19 et 24 heures.

192La preuve de l’intensité de la convection diurne durant l’hivernage est faite, là encore, soit d’ailleurs qu’elle suscite progressivement le nuage jusqu’au terme de son accroissement, soit qu’elle accentue la formation nuageuse au sein d’une perturbation.

193L’évolution diurne du ciel d’hivernage aux Petites Antilles, que l’on envisage le rythme de la nébulosité ou la nature des nuages et leurs manifestations électriques, aboutit à l’importance de la convection de milieu de journée. Or, cette conclusion n’est que le corollaire du rythme thermique diurne reconnu antérieurement. Ces éléments doivent aboutir à leur tour à une localisation pluviométrique de milieu de journée en saison chaude. Nous avons vu qu’il en est bien ainsi aux Grandes Antilles sans avoir pu replacer la chose dans son contexte. Nous allons voir qu’au Raizet et à Fort-de-France, il n’en est pas autrement.

C) LES PLUIES DE CONVECTION DIURNE AUX PETITES ANTILLES

194Nous allons voir que les graphiques d’intensités pluviométriques trihoraires et de totaux, se superposent au Raizet et à Fort-de-France-Desaix aux rythmes diurnes que nous venons de dégager. Ce qui signifie l’importance des pluies de convection de milieu de journée et d’après-midi.

1. — LE RAIZET

195Les pluies dues à la thermoconvection, ou du moins exaltées par elle, se signalent en premier lieu au Raizet par l’augmentation, en milieu de journée, de l’intensité moyenne des tranches de 3 heures. La courbe de ces intensités obtenues en divisant les totaux trihoraires décennaux par le nombre de chutes trihoraires correspondantes, est exprimée par le graphique e, fig. 25g. Les intensités sont minimales au milieu de la nuit (2,2 mm pour les tranches 20-23 et 23-02 H.). Elles sont maximales en milieu de journée (3,9 mm entre 11 et 14 H.) et dans l’après-midi (3,8 mm de 14 à 17 H.). L’augmentation de l’intensité entre la phase nocturne et la phase diurne constitue un fait très net, marqué par un écart de 1,7 mm entre les extrêmes.

196Ces dispositions sont en accord avec la position du maximum des totaux pluviométriques trihoraires calculés sur 10 ans pour les mois pris successivement, et en particulier pour les mois estivaux (fig. 236). Nous avons noté au Raizet l’importance de la convection diurne en période fraîche. Elle s’accentue cependant entre juillet et novembre. On en relève l’effet pluviométrique trihoraire majeur, de 14 à 17 heures en juillet et en août, de 11 à 14 heures de septembre à novembre. Par ailleurs, c’est bien d’août à novembre que la culmination trihoraire d’après-midi est la plus forte de l’année, en même temps que la plus forte, quel que soit le moment de la journée considéré. Il faut noter en outre qu’octobre, point culminant des totaux pluviométriques mensuels moyens possède également la culmination trihoraire de toute l’année en milieu de journée.

197Ainsi, par leurs intensités, leurs totaux, leur rythme journalier, les pluies trihoraires estivales du Raizet recouvrent exactement le régime pluviométrique de la station.

198On peut en déduire que l’allure de ces pluies joue un rôle capital dans ce régime. Résultat décisif puisque nous venons de dégager les arguments qui en font, pour l’essentiel, le résultat évident de la thermoconvection.

199Cette importance, tout en perdant de sa valeur absolue, garde la supériorité relative durant toute l’année, sauf en mai et juin. Elle s’exprime d’ailleurs par la courbe trihoraire annuelle. Abstraction faite ries saisons, on constate en effet que les pluies sont maximales de 11 à 17 heures (croquis c, fig. 259) au Raizet. Cette courbe est intéressante à un autre point de vue encore. Elle ne fait apparaître aucun maximum secondaire ; la progression est constante de la tranche 23-02 heures à celle de 11-14 heures et la régression non moins constante, avec une pente très forte d’ailleurs, du milieu du jour au milieu de la nuit. On aurait pu s’attendre, d’après ce qui a été dit plus haut, à ce qu’un maximum secondaire nocturne ou de fin de nuit, à caractère « côtier » s’y exprime également. Certes, ce maximum apparaît en dispositions mensuelles. On le relève (fig. 236) de janvier à mars et en décembre de 2 à 5 heures. Il se situe sur la tranche 5-8 heures en mai. En période d’hivernage on le trouve de 5 à 8 en août et de 2 à 5 en novembre. Pourtant, il n’y a rien là qui impose un trait particulier au régime diurne pris globalement. Il faut voir dans cette situation, non l’absence des processus « côtiers » d’origine maritime, mais bien plutôt leur effacement relatif du fait de la puissance des dispositions convectives du type « continental » de milieu de journée.

2. — FORT-DE-FRANCE-DESAIX

200Comment les choses se présentent-elles à Fort-de-France-Desaix ? Les graphiques pluviométriques trihoraires établis sur la décennie précédant celle du Raizet (fig. 235) expriment l’apparition du maximum principal en milieu de journée et dans l’après-midi, au moment de l’hivernage. Nous avons vu plus haut que le maximum se situe dans la matinée, ou de nuit, de janvier à mai et en décembre. Le maximum principal par 24 heures est donc en milieu de journée et dans l’après-midi, seulement pendant la saison la plus arrosée, sans d’ailleurs que la poussée nocturne ou matinale disparaisse.

201Le maximum convectif diurne est timide en juin, plus fort en juillet et en août, mais il ne réussit guère alors à l’emporter sur celui de la nuit et du matin. En septembre, s’il reste net, il est pourtant dominé par celui de fin de nuit. Ce n’est donc qu’en octobre et en novembre qu’il constitue une culmination vraiment démonstrative.

202Si l’on envisage le rythme trihoraire établi sur l’ensemble de l’année (graphique d, fig. 259), on constate qu’il diffère effectivement de celui du Raizet. L’importance du premier maximum de la journée pour chaque mois de l’année, et la faiblesse de l’avantage du second durant le seul hivernage, expliquent qu’en moyenne générale les deux pointes s’équilibrent (pointe 5-8 heures et 11-14 heures).

203Ceci dit, le maximum de milieu de journée de Fort-de-France est, par nature, à rapprocher de celui du Raizet. Il est net en hivernage, et c’est avec l’hivernage qu’il prend de l’importance au Raizet. En outre il l’emporte nettement en octobre et novembre, c’est-à-dire au moment où s’établit la culmination du régime pluviométrique de la Martinique.

204Ce qui revient à dire que, dans le cas précis de la station étudiée (et sur l’ensemble de l’île à coup sûr), les pluies dues à la thermoconvection diurne infléchissent certainement ce régime pluviométrique. Elles contribuent de façon sensible à l’accroissement des totaux estivaux et surtout à la culmination de fin de saison.

205Pointe-à-Pitre et Fort-de-France réagissent donc bien en phase à la convection de milieu de journée durant l’hivernage et en tirent une part importante de leur régime pluviométrique. Pourquoi en est-il différemment du point de vue du maximum nocturne et matinal ? un élément de la réponse vient d’être donné concernant Pointe-à-Pitre. Fort-de-France-Desaix se situe sur une colline au bord occidental de l’île, donc, dans une certaine mesure, « sous le vent » de la Martinique. C’est là où en première approximation, le maximum matinal devrait être le moins apparent qu’il l’est donc le plus. Et il l’est non seulement à cause de la médiocrité de la convection de milieu de journée mais aussi, et c’est cela le point essentiel, à cause de son importance absolue.

206Comment tenter d’expliquer une situation qui ne va pas dans le sens du raisonnement établi plus haut ?

207La première hypothèse est géographique. Elle part de l’idée que, bien qu’établies sur des décades non concordantes, les courbes générales de pluviosité trihoraires du Raizet et de Fort-de-France traduisent des dispositions comparables. On doit alors remarquer que Desaix est à 144 m d’altitude, non loin du massif des Pitons. Le maximum du matin, et en particulier celui que l’on relève en mai et en période d’hivernage (juillet, septembre et octobre), serait à lier à la tendance des massifs montagneux à se couvrir au lever du Soleil. Ces conditions notées par G. Lasserre en Basse-Terre interviendraient avant que les nuages ne disparaissent, au moins pour partie, dans la matinée pour revenir en force dans le milieu de la journée et l’après-midi. Un maximum matinal d’altitude serait donc responsable de la première pointe de pluviosité de l’observatoire, inclus alors dans le système nuageux des Pitons.

208La région située « sous le vent » des Pitons, c’est-à-dire la zone littorale entre Fort-de-France et Saint-Pierre, ne connaîtrait par contre pas cette recrudescence de fin de nuit mais seulement celle du milieu de la journée. Ce qui resterait conforme à l’effet des brises de terre et de montagne signalé sur la côte occidentale de la Basse-Terre. A défaut de relevés climatiques, l’observation directe confirme ces dispositions, les reliefs se couvrant sans que leur base caraïbe en fasse autant.

209On peut admettre aussi, comme nous l’avons déjà avancé, que les relevés de Fort-de-France (1941-50) ne sont pas directement comparables à ceux du Raizet (1951-60), ce qui poserait alors le problème d’une modification du style climatique, d’une décade à l’autre. Mais nous ne croyons guère à cette hypothèse et maintenons dans l’explication, l’avantage aux conditions locales.

210Le rythme journalier de la température et de la nébulosité est bien en accord avec celui des pluies. Ce qui implique dans les abats de l’hivernage une part importante de précipitations dues à la thermoconvection. Avant de conclure, ajoutons encore l’argument de l’heure des grandes averses et des Cb corrélatifs, au-dessus du Raizet en 1960.

211Par leurs investigations journalières, les observateurs de la station météorologique de l’aérodrome établissent la physionomie nuageuse des parties du ciel visibles à partir de là. C’est dire, en particulier, qu’un Cb observé depuis le Raizet n’est pas nécessairement sur le Raizet. Certes, nous avons pu faire, avec une approximation satisfaisante, la superposition de l’apparition saisonnière et horaire de Cb dans le ciel de la Guadeloupe et des vicissitudes des pluies à l’aérodrome. Mais la documentation existante ne permet pas de réaliser le lien rigoureux des pluies à la station, avec des Cb eux-mêmes rigoureusement localisés au-dessus d’elle. Il faut dire encore que les Cb sont d’énormes zones ascendantes et impliquent des mouvements corrélatifs inverses. En sorte qu’entre eux, il doit y avoir des zones de subsidence sans nuages. Quoi qu’il en soit, on peut faire d’utiles rapprochements entre l’état du ciel sur la Grande-Terre et l’heure de fortes averses au Raizet. Sans aller au-delà de la simple constatation, nous avons relevé au cours de l’année 1960, les grandes pluies à l’aérodrome. Nous avons ensuite cherché à savoir si un Cb n’y était pas signalé dans le même temps par les observateurs. Ce recensement donne les résultats suivants.

212Le 1^er mai, il tombe 35,1 mm au Raizet entre 14 et 17 heures ; un Cb est signalé durant cette période. Le 22 juillet on enregistre 26 mm entre 8 et 11 heures ; un Cb est noté. Le 2 août il y a 32 mm entre 11 et 14 heures ; un Cb apparaît à 11 h 30. Le 6 août il y à 21,5 mm entre 2 et 5 heures ; un Cb se développe à 3 h 25. Le 12 septembre il tombe 21,8 mm entre 8 et 11 heures ; un Cb apparaît à 10 h 20. Le 30 septembre, on enregistre 16,2 mm entre 11 et 14 heures dans le temps où un Cb est signalé. La corrélation se maintient le 5 octobre où il tombe 56 mm entre 5 et 11 heures. Le 12 octobre c’est entre 14 et 17 heures que sont enregistrés 24,5 mm. Or, un Cb apparaît à 13 h 15 et disparaît deux heures après. Le 16 octobre, toujours entre 14 et 17 heures, il y a 12,5 mm de pluie. Or, un Cb est signalé dans l’après-midi ; il se résorbera dans la soirée.

213Dans ces cas vrais successifs, il n’est guère possible de douter des liens Cb-pluies, bien que la présence des premiers ne soit pas indiquée explicitement au-dessus de l’endroit où sont enregistrées les secondes. On peut donc en déduire qu’à majorité de Cb en milieu de journée, ce que nous avons noté plus haut, correspond bien la pointe pluviométrique diurne estivale.

D) CONCLUSION SUR LE CYCLE DIURNE ET LES PLUIES DE CONVECTION DISCUSSION DES RESULTATS OBTENUS

214Quelle que soit la façon dont on envisage le problème, on aboutit toujours à la conclusion que la thermoconvection joue un très grand rôle sur les régimes pluviométriques aux Petites Antilles. Elle y imprime plus ou moins fortement sa marque, surtout lors des abats de l’hivernage. Ceci correspond d’ailleurs à l’évolution habituelle du ciel : dégagé le matin, progressivement nuageux dans le milieu de la journée avec averses d’après-midi, de nouveau clair à l’arrivée de la nuit.

215Avant de discuter de cette conclusion, rappelons brièvement le cheminement qui nous y a conduit.

1. — LE SCHEMA

216Nous avons tout d’abord mis en évidence un cycle thermique journalier avec culmination en milieu de journée. Ceci est vrai en toute saison mais plus particulièrement en été.

217Nous avons vu qu’il en découle (au Raizet) dans les basses couches, l’alternance d’une inversion de rayonnement nocturne et d’un gradient suradiabatique durant le jour.

218Pendant l’hivernage, ces conditions sont établies dans des masses d’air en état d’instabilité conditionnelle.

219Nous avons montré ensuite l’existence d’un cycle diurne de l’état du ciel qui recouvre le précédent. Ce cycle se traduit par l’évolution de la nébulosité tout d’abord, par la localisation des nuages convectifs d’hivernage ensuite (Cu Cong et surtout Cb).

220Cet état du ciel subit donc le rythme thermique diurne, c’est-à-dire, les effets d’un facteur cosmique. Mais il présente, à partir de là, des variations locales dues aux conditions géographiques (avec la distinction entre côtes « au vent », côtes « sous le vent » et intérieur des îles, notamment lorsque celles-ci sont montagneuses).

221Nous avons constaté enfin que le cycle diurne des pluies est à son tour en accord avec les cycles précédents. Ce qui établit les liens de cause à effet et montre que nous avons bien affaire à la thermoconvection.

2. — DISCUSSION DES RESULTATS OBTENUS46

222P. Pédelaborde souligne qu’il ne faut pas confondre processus thermoconvectif avec instabilité thermique. Tandis que le premier est le résultat d’un fait localisé, la seconde dépend d’un phénomène général lié à l’advection. L’instabilité de la masse d’air sera obtenue par réchauffement à la base (au contact d’un domaine océanique par exemple). Elle pourra l’être aussi, pour nous, par advection froide d’altitude.

223La thermoconvection implique pour sa part, et abstraction faite des conditions précédentes, un fort gradient vertical qui se limite aux très basses couches, au contact du sol surchauffé. A cette condition classique, P. Pédelaborde en ajoute une seconde, moins connue et cependant déterminante : l’existence de gradients thermiques horizontaux entre parties du sol inégalement chauffées. Ces contrastes permettent d’ailleurs des échanges horizontaux capables d’alimenter la cheminée ascendante.

224Si instabilité thermique (ou instabilité thermodynamique) et ascendance d’instabilité n’impliquent pas l’intervention dominante du substratum continental et rendent compte de mouvements puissants, la thermoconvection représente un processus bien particulier. Ce processus est limité dans l’espace, dans le temps et dans ses effets : « il semble bien que les ascendances déterminées par réchauffement du sol aboutissent simplement au cumulus de beau temps, en l’absence de toute autre cause de précipitations »47 note P. Pédelaborde. Comment admettre alors que la thermoconvection puisse avoir aux Antilles l’importance que nous lui attribuons, si l’on ajoute encore cette remarque de l’auteur : « la convection thermique n’est pas un phénomène spécifique des régions les plus chaudes comme on l’a dit trop souvent »48, un léger contraste avec l’ait environnant suffisant pour déclencher l’ascendance, et ceci même si les valeurs thermométriques générales ne sont pas élevées.

225La réponse à cela se trouve contenue dans le contexte de la thermoconvection antillaise, c’est-à-dire dans les conditions supplémentaires que fait intervenir P. Pédelaborde. La thermoconvection ne détermine des ascendances rapides, persistantes et qui atteignent plusieurs km d’altitude, remarque-t-il, que dans la mesure où elle se conjugue avec l’instabilité préexistante de toute la masse, c’est-à-dire avec « l’instabilité thermique ». Les deux processus, qu’il ne faut pas confondre, doivent donc agir conjointement, dans la mesure où le premier constitue autre chose qu’un fait très limité dans ses effets.

226Or, nous savons que la période de l’année où nous avons admis l’importance maximale de la thermoconvection est justement celle où nous avons établi l’instabilité conditionnelle. L’instabilité moyenne apparaît en mai-juin pour disparaître avec novembre. La relation instabilité estivale-thermoconvection-pluies, est donc normale.

227Il y a là un point qui fait différer le cas tropical du cas tempéré. P. Pédelaborde note que « pour que les Cu donnent des averses, il faut que leurs sommets contiennent des particules de glace »49. Or, « comme la thermoconvection s’exerce principalement dans les anticyclones d’été, et que l’inversion de subsidence limite l’altitude des sommets, les Cu thermoconvectifs atteignent rarement des températures inférieures à 0°C »50. Cette constatation n’est valable que pour la zone tempérée continentale car, dans la zone tropicale, c’est justement au moment où la chaleur apportée au sol par le Soleil est maximale, que l’inversion de subsidence a disparu ou se trouve minimisée. On conçoit alors pourquoi les Cu et Cb se développent dans les couches froides et provoquent la pluie. On comprend de même pourquoi la thermoconvection se trouve, par contre, limitée sur les Antilles hivernales. La chaleur solaire est moindre qu’en été d’une part, d’autre part l’inversion de subsidence est présente. Il en résulte un état du ciel où domine le cumulus de beau temps. En somme, les phénomènes thermoconvectifs limités définis par P. Pédelaborde en été aux latitudes tempérées répondent assez bien à la thermoconvection limitée des Antilles hivernales. Dans les deux cas, le cumulus de beau temps imprime sa note aux états du ciel. Il en constitue ainsi le réactif commun.

228Les effets de la thermoconvection antillaise en période d’hivernage sont bien dus à sa rencontre avec l’instabilité thermodynamique. Or, celle-ci provient du réchauffement des masses d’air tropicales et équatoriales d’E.-N.E. à S.-S.E. grâce à l’intervention maritime. L’explication ne différerait pas si l’instabilité était obtenue à partir d’une advection froide d’altitude non subsidente. Certes, P. Pédelaborde pense que les pluies de dépressions estivales de la Limagne et de l’Alsace n’entrent pas dans le cadre des pluies thermoconvectives. Elles sont dues à l’instabilité thermique supérieure liée aux advections fraîches sur l’air très chaud des basses couches. Le phénomène est alors thermodynamique mais non thermoconvectif puisque le déclenchement ne se fait pas « au contact même du substratum géographique ». Nous pensons toutefois que ces advections froides constituent l’une des deux causes possibles d’instabilité généralisée et que la thermoconvection peut, dans ce contexte, révéler son rythme propre. En mai, en octobre et en novembre, aux Grandes comme aux Petites Antilles, nous ne croyons pas à autre chose. L’air de mélange très instable résultant de l’intervention froide sur un air encore très chaud s’accompagne alors sur l’ensemble de l’archipel de pluies brutales, désordonnées dans leur localisation géographique, mais dont le paroxysme de milieu de journée reste net (San Juan). Ce qui revient à dire qu’aux Antilles, quelle que soit la cause de l’instabilité thermodynamique, celle-ci ne semble pas devoir détruire la notion de thermoconvection en tant que phénomène connexe.

229Ce point a d’ailleurs son importance si l’on envisage les pluies maritimes nocturnes. Nous avons vu qu’elles pouvaient s’expliquer par l’instabilité résultant de la superposition d’air froid en altitude à l’air chaud maintenu tel au contact des eaux. « L’instabilité thermique » peut être considérée ici comme la cause unique des pluies. Nous croyons cependant que la notion de thermoconvection ne peut être éliminée puisque les précipitations interviennent, somme toute, en fonction de l’aspect thermique du substratum.

230Ces faits nous amènent d’ailleurs à la deuxième condition supplémentaire de l’effet thermoconvectif : la présence d’un gradient horizontal. Les variations de température de plusieurs degrés sur des distances horizontales de quelques centaines de mètres suffisent pour déclencher de fortes accélérations verticales note P. Pédelaborde. L’auteur ajoute dans cet ordre d’idée que « les ascendances les plus vigoureuses existent sur des régions où la variété de la structure géologique ou la variété du tapis végétal crée de forts contrastes »51. Cette intervention de la géographie explique certains traits décrits plus haut. Nous avons noté la présence d’une forte thermoconvection en toutes saisons, et en particulier en été, au Raizet. Or, la station est à l’endroit où la dalle calcaire de la Grande Terre est proche de la mer. Le contact terre-mer est nécessairement un lieu de prédilection pour les forts contrastes thermiques horizontaux : les brises de terre et de mer n’expriment pas autre chose. On comprend alors non seulement les nuages et les pluies sur terre dans la journée, le gradient thermique étant décroissant de la mer vers la terre, mais aussi les nuages nocturnes sur mer tout près des côtes, le gradient thermique horizontal allant dans le sens terre-mer. Ce qui de surcroît confirme notre attribution des processus maritimes nocturnes à une sorte de thermoconvection indirecte puisque la thermoconvection implique des contrastes thermiques horizontaux.

231Il y a là une vue qualitative de la question. Or, le calcul corroborerait sûrement cette analyse si nous possédions des relevés thermiques maritimes dans l’environnement du Raizet de jour et de nuit52. On assisterait alors à une accélération verticale de l’air au point le plus chaud, point qui passerait de la terre à la mer avec l’alternance du jour et de la nuit.

232Outre ce cas, on peut noter que les îles antillaises, surtout celles de l’arc oriental, constituent un domaine de contrastes géographiques exceptionnels par la répartition de la végétation et des conditions géologiques. Aux Petites Antilles, on passe du paysage aride et nu à la sylve équatoriale sur des distances horizontales très faibles et sans grandes transitions.

233On comprend alors que, dans un tel contexte, la thermoconvection soit importante et qu’elle évolue en phase avec l’état du ciel et les précipitations. Qu’elle soit considérée comme un processus initial, l’instabilité thermodynamique constituant un fait complémentaire bien que nécessaire, ou qu’on la considère comme subsidiaire, importe peu, puisqu’aussi bien on en retrouve la marque dans les horaires de pluies. L’atmosphère préalablement instable explique en tout cas que les Cu d’évolution diurne passent aux cumulus bourgeonnants (cumulus congestus) et même aux Cb. Les sommets de ces nuages deviennent alors nets et dépassent largement le niveau 0°. L’instabilité pourra monter très haut et les Cb atteindre la tropopause. La thermoconvection aura donné le branle et les pluies s’abattront.

234P. Pédelaborde note que la thermoconvection se trouve effacée dans les cyclones tempérés, « puisque la nébulosité efface dans ce cas les contrastes thermiques des sols »53. Nous avons cependant constaté, aux Antilles, qu’une accentuation en milieu de journée et dans l’après-midi des pluies de perturbation ne pouvait avoir d’autre origine que le maintien de l’effet thermoconvectif. Là encore, cet effet ne fait que surimposer son influence à celle d’un phénomène plus général, mais il ne peut être négligé.

235On a dit que la thermoconvection tropicale jouait un grand rôle dans les régimes pluviométriques de ces latitudes. Notre analyse nous a amené à confirmer ce point de vue. On a cru en trouver la raison dans les fortes chaleurs solaires imposées au sol. Il ne semble pourtant pas qu’il y ait là une explication essentielle ou du moins suffisante. On peut remarquer, en effet, que les régions subtropicales soumises à l’influence des anticyclones dynamiques connaissent dans la journée un rayonnement plus intense encore que celui que connaît notre domaine d’étude, surtout durant l’été de l’hémisphère. Or, les pluies n’y deviennent pas pour autant impératives. La stabilité atmosphérique générale empêche le développement de l’ascendance que pourrait susciter le gradient suradiabatique des basses couches. Si les latitudes tropicales subissent le rythme pluviométrique diurne, c’est bien parce que l’été y est lié à l’instabilité thermique. C’est aussi parce que les contrastes géographiques y sont grands entre terre et mer, couvertures végétales diversifiées et domaines géologiques dissemblables. C’est enfin à cause d’une humidité surabondante due à l’insularité, à l’évapotranspiration et aux pluies elles-mêmes.

236Nous pensons cependant qu’un autre fait encore intervient ; l’importance de l’amplitude thermique diurne. Nous sommes en effet dans des régions où celle-ci dépasse celle de l’année. Or, la valeur de cette amplitude doit également constituer un élément de contraste, ne serait-ce que parce qu’elle permet aux éléments qui emmagasinent facilement la chaleur, d’atteindre très vite leur température significative. On conçoit que les gradients thermiques seront d’autant plus forts entre points géographiquement contrastés mais voisins, que ceux-ci seront soumis à un accroissement de chaleur plus brutal. Car, aussi contrastés que soient les paysages, ils ne provoqueraient pas de gradients horizontaux puissants si les écarts thermiques entre jours et nuits étaient peu sensibles. Or, ces écarts sont appréciables aux Antilles, même aux Petites, malgré le régime thermique océanique.

237Ainsi, si la valeur absolue de la température tropicale ne joue sans doute pas tout le rôle qu’on a bien voulu lui attribuer, son rythme spécifiquement tropical intervient quand même. Il ajoute son action à celle de l’instabilité conditionnelle. Si cette instabilité existait sans que les écarts thermiques diurnes interviennent vigoureusement, la physionomie des pluies s’en trouverait sans doute modifiée. On peut noter également que le soulèvement orographique participe à la réalisation de l’instabilité dont tirera profit l’évolution diurne. Au fond, on en revient au schéma tropical classique des effets thermoconvectifs dans l’air chaud, humide et instable (Tm ou Em). C’est cet air qui, nous l’avons vu, domine la circulation sur les îles de mai-juin à octobre-novembre. Il n’empêche que lorsque de grandes perturbations interviennent, il subit alors des mouvements convectifs d’une ampleur qui dépasse celle que l’on peut attendre des seuls événements journaliers.

III. — LES PLUIES DE PERTURBATIONS

238Nous retrouvons les perturbations estivales dont il a déjà été question en dehors des cyclones tropicaux : ondes de l’Est, remontées de Z. I. C., lignes de discontinuités diverses (shear-lines, surge-lines) et poussées froides de début et de fin de saison. Nous avons, à propos des Grandes Antilles, situé en particulier le problème des ondes de l’Est et des remontées de Z. I. C. Ce problème n’est pas simple. Ce qui va suivre développe davantage encore les divers aspects de la question : qu’est-ce au juste que l’onde de l’Est ? la remontée de Z. I. C. ? dans quelle mesure ces deux types de perturbations se combinent-ils ? etc.

239L’accent ayant été mis, depuis quelques années, sur les remontées de Z. I. C. aux Petites Antilles, c’est par leur analyse que nous commencerons.

A. — LES REMONTEES DE Z. I. C.54

1. — INTRODUCTION

240Les météorologistes de la Caraïbe française attribuent une part très importante des temps perturbés d’hivernage aux « remontées de Z. I. C. » sur les Petites Antilles. Il y a là une vue récente. Jusque vers 1960, la Z. I. C. n’allait guère, dans leur esprit, au-delà de Trinidad. Les ondes de l’Est ont donc, de 1951 à 1960 recouvert, en dehors des cyclones, les temps les plus perturbés signalés par le R. M. T. Or, nombre de ces temps seraient attribués aujourd’hui à des remontées de Z. I. C. Ce qui impliquerait d’ailleurs une modification du tracé des cartes synoptiques. Il est vrai que les ondes de l’Est peuvent elles-mêmes se combiner aux ondulations de Z. I. C. Notre précédente discussion55 a abouti à l’idée que l’onde de l’Est résulte d’un « effet de Z. I. C. », si l’on admet qu’elle dépend d’une poussée équatoriale par l’arrière.

241L’explication du temps sur les Petites Antilles à partir des « remontées de Z. I. C. » constitue donc un argument nouveau à ajouter à ceux qui sont déjà admis. Il complète également le schéma probable des ondes de l’Est. Certes, en 1955 le directeur du service météorologique du groupe Antilles-Guyane56 pressentait l’importance des processus austraux jusque sur les îles françaises. D’une conversation que nous avons eue avec lui, il résulte qu’il n’était pas sans soupçonner l’effet probable des masses d’air issues de l’anticyclone du Brésil sur l’arc antillais. Par ailleurs nous avons relevé dans les H. W. M. de l’hémisphère boréal des flux de S.-E. austraux entre le 5^e et le 10^e Nord. Ils étaient indiscutablement destinés à poursuivre leur carrière assez loin au Nord de l’Equateur et à provoquer éventuellement des perturbations sur les Antilles ou au large oriental de celles-ci.

242Cela a été cependant l’exceptionnel mérite de l’équipe de météorologistes groupés autour du directeur du service météorologique de la Caraïbe française depuis 1960 environ57, que de découvrir véritablement le style de la remontée de Z. I. C. La chose n’a été possible que grâce au dynamisme des chercheurs et aussi grâce à l’élargissement du champ des investigations en altitude. Le résultat doit beaucoup aux efforts de MM. A. Théveneau et G. Sinthe.

243Nous suivrons les météorologistes. La définition des perturbations est leur fait. Les géographes n’ont pas vocation pour cela. Ils n’ont pas découvert les perturbations frontales dont ils tirent argument ! Le point de vue synthétique qui est ici le nôtre nous obligera cependant à poursuivre la confrontation et la mise à l’épreuve des diverses conceptions.

2. — REMONTEES DE Z. I.C. ET POUSSEES AUSTRALES

244a) Les principaux éléments de la question. — Ils sont contenus dans les études de Georges Sinthe et Roger Martin : « Les effets de la zone intertropicale de convergence sur la pluviosité des Petites Antilles » (Fort-de-France 1962), et de Georges Sinthe : « Analyse de la situation du 8 août 1962 sur les Antilles françaises » — exemple d’une remontée de la zone intertropicale de convergence liée au passage d’un thalweg à haute altitude — (Fort-de-France 1962)58.

LES REACTIFS DE LA REMONTEE DE Z. I. C. : MIGRATION DES PLUIES ET DES MASSES NUAGEUSES VERS LE NORD

245Entre les 40^e et 60^e méridiens de longitude W., la Z. I. C. oscille dans l’année entre l’Equateur et le 15^e N. Elle peut intervenir très exceptionnellement jusqu’au 20^e (la Z. I. C. a donné du mauvais temps le 27 août 1961 à Porto Rico). Durant la période sèche antillaise, traduite par la disposition zonale des masses nuageuses, les plus denses se situant sur la ligne de convergence proprement dite, elle est décalée vers le Sud. La figure 260 montre le système nuageux photographié par Tiros IV le 19 avril 1962. Cette figure indique une position latitudinale qui est celle de la Guyane française. C’est une latitude légèrement plus méridionale encore que révèlent les isohyètes de janvier 1959 (figure 261). En octobre 1959 par contre, la Z. I. C. arrive au niveau des Petites Antilles (figure 262) avant de redescendre vers le Sud. L’année de référence étant un reflet satisfaisant des situations moyennes, on peut donc affirmer que le balancement de la discontinuité est important en latitude.

246Ce balancement est la conséquence du jeu des alizés boréaux et austraux59. On conçoit donc qu’en dehors des positions générales des centres d’action, la Z. I. C. soit contrôlée par des advections d’air issues plus ou moins brutalement d’anticyclones provisoirement renforcés. C’est ainsi que les poussées de la Z. I. C. estivale sur les Petites Antilles dépendent de fortes pressions de l’hémisphère austral. Il est clair qu’une puissante advection fraîche issue de l’anticyclone hivernal du Brésil peut faire remonter la Z. I. C. sur les îles ou à proximité. Plus à l’Est, une poussée de l’anticyclone de Sainte-Hélène peut de même provoquer une remontée du front entre Antilles et îles du Cap Vert. Or, ces poussées lui imposent une ondulation à convexité vers le Nord. Elles s’accompagnent, par ailleurs, d’un accroissement de la convergence et de ce fait d’une aggravation du temps. Le raisonnement fait à l’égard de la Z. I. C. estivale de l’hémisphère Nord reste valable dans le cas inverse, avec migration de la zone de convergence vers le Sud sous l’impulsion des centres d’action boréaux.

247Parmi ces ondulations (ondes équatoriales), celles qui se produisent sur l’arc oriental constituent « les remontées de Z. I. C. » des météorologistes français. Elles peuvent intervenir seules ou se combiner à d’autres perturbations (ondes de l’Est, poussées froides et cyclones tropicaux). Nous verrons plus loin que les remontées de Z. I. C. liées aux cyclones et aux poussées froides n’impliquent d’ailleurs pas forcément l’intervention australe. Il est donc nécessaire, pour comprendre les migrations du front intertropical vers le Nord, en dehors de celles qui sont liées aux seuls cyclones et aux advections polaires, de regarder du côté des centres d’action austraux.

LES CONDITIONS SYNOPTIQUES : PRESENCE DE HAUTES PRESSIONS SUR LE BRESIL

248G. Sinthe et R. Martin ont pu lier de façon très satisfaisante la formation d’un anticyclone puissant vers le 25° S-40° W., ou le passage d’une dorsale sur le Brésil, à la pluie sur les Petites Antilles (figures 263 et 264). En général, celle-ci intervient 2 ou 3 jours après la mise en place des conditions anticycloniques en question et se maintient en relation avec leur durée. C’est ainsi que l’anticyclone puissant impose, par une Z. I. C. maintenue très septentrionale pendant plusieurs jours sur les Petites Antilles, un mauvais temps qui peut durer de 2 à 6 jours. Par contre, quand la poussée de Z. I. C. est liée à une dorsale mobile, le mauvais temps est passager et ne dépasse guère 6 à 12 heures.

249Le lien entre poussées de Z. I. C. à mauvais temps sur les Petites Antilles et hautes pressions brésiliennes étant, prouvé, il faut rappeler la nature de ces pressions. Reprenons donc l’essentiel de ce que nous avons acquis à ce sujet par l’analyse du dynamisme des centres d’action, masses d’air et combinaisons isobariques.

250Nous savons60 que les hautes pressions brésiliennes hivernales sont des centres d’action semi-permanents et que leur présence s’éclaire par l’existence de processus que l’on peut suivre depuis la Patagonie. En première approximation, les hautes pressions brésiliennes hivernales sont de même nature que celles que l’on trouve sur le S.-E. des U. S. A. durant l’hiver de l’hémisphère Nord. Dans les deux cas, le renforcement se fait à partir du glissement méridien d’air issu de la zone polaire ou péripolaire. Dans les deux cas également, le résultat « subtropical » est celui d’un anticyclone plus ou moins fort et plus ou moins fugitif, qui tend à se déplacer en direction de l’Est, vers le noyau des Açores au Nord, celui de Sainte-Hélène au Sud.

251Les masses d’air nées de l’anticyclone du Brésil et poussant devant elles la Z. I. C. sur les Antilles sont donc l’équivalent de Pc, Pcd (ou Pmt) qui sortent, durant l’hiver boréal, de A1, A1-2, (ou A2). Alors qu’un flux très puissant, issu de ces centres d’action, et aussi de AA ou A3 est en phase avec le rejet de la Z. I. C. jusqu’aux environs des bouches de l’Amazone, un courant austral venant du Brésil oriental ou du proche Océan est en accord avec le processus symétrique. Ainsi y a-t-il rejet de cette même Z. I. C. jusqu’à la Martinique et la Guadeloupe en septembre et octobre.

252Si l’air austral arrive réchauffé et humidifié sur les îles, (c’est l’air équatorial ou austral de notre analyse), il n’en est donc pas moins la conséquence d’un processus polaire.

253Nous reprendrons en conclusion l’idée que le temps de l’hivernage antillais doit être lié au « moteur tropical » et que le temps d’hiver doit l’être au « moteur polaire ». La poussée de Z. I. C. nous montre cependant l’importance, même en période chaude, des événements polaires. Il ne s’agit pas, il est vrai, de ceux de l’hémisphère estival. Quoi qu’il en soit, le fait devait être souligné. Il n’est autre, d’ailleurs, qu’un processus de mousson rappelant celui que peut nourrir, sur le S. E. asiatique, l’anticyclone australien.

254La poussée de Z. I. C. des Petites Antilles est donc une véritable mousson. Elle ne connaît toutefois pas de déviation car elle se maintient dans la zone de faible contrôle de la force de Coriolis. Par ailleurs, elle a sur sa droite un océan et non un continent surchauffé et siège d’une forte dépression.

255Les vues décrites jusqu’ici ont pour domaine les parties de l’atmosphère proches du niveau de la mer. Or, ces vues sont complétées, grâce aux travaux des météorologistes de la Caraïbe française, par l’analyse de ces talwegs d’altitude dont nous avons parlé plus haut et qui balaient l’Océan d’Est en Ouest.

LES CONDITIONS D’ALTITUDE

256Nous ne reviendrons pas sur les aspects les plus généraux de ces talwegs décrits en particulier d’après les exemples des 25, 27 juin et 13, 15 octobre 196161. Dans la note d’informations techniques citée, G. Sinthe étudie un cas où le talweg à 300 mb se comporte comme nous l’avons dit. Le 6 août 1962 (0000 TU), il s’étire du large des côtes d’Europe jusqu’aux environs du 12° N.-47° W. Tandis que sa partie polaire poursuit sa marche vers l’Est, son extrémité tropicale se déplace vers l’Ouest. Cette dernière est, le 7, immédiatement à l’Est des îles qui connaissent alors le flux de Nord de sa bordure occidentale. Le 8, le talweg est passé en Caraïbe et sur le Nord des Petites Antilles qui reçoivent le flux de Sud de son bord oriental. Le 9, la dépression a largement dépassé l’arc vers le Nord et passe sur Porto Rico. Les Petites Antilles se maintiennent alors dans le flux de Sud dirigé par les hautes pressions qui se sont développées sur l’Atlantique au fur et à mesure de la progression du talweg.

257Le R. S. du Raizet (8 août à 1 200 TU, figure 265) montre un fort réchauffement et une importante humidification de l’air entre le niveau de la mer et 300 mb. Les conditions sont bien celles de l’advection chaude sur l’épaisseur retenue au début de cette analyse de l’été.

258Or, le réchauffement est lié à une remontée de Z. I. C. (associée à une onde de l’Est). Cette remontée atteint la Guadeloupe le 8 à 1 500 TU. La Z. I. C. était au Nord de Trinidad la veille à 1200 TU (figure 266).

259Ainsi, les talwegs d’altitude se trouvent-ils liés au schéma de la poussée de Z. I. C. « l’existence à 300 mb des thalwegs… a été constatée à plusieurs reprises et leur passage sur la région des Antilles provoque une aggravation du temps, souvent par remontée de la zone intertropicale de convergence » (G. Sinthe)62. L’auteur confirme le lien admis entre les deux faits quand il remarque que ((comme ces thalwegs semblent intimement associés aux remontées de Z. I. C., leur étude complèterait utilement l’aperçu sur « Les effets de la Z. I. C. sur la pluviosité des Petites Antilles » »63.

260Avant de faire les remarques que suscite ce rapprochement, constatons que la transgression du front intertropical du 8 août 1962 vers le Nord est en accord avec une dorsale réalisée sur le Nord du Brésil. Elle est donc liée à une poussée de courte durée ; l’aggravation pluviométrique se situe le 8 à l’intérieur de l’air chaud (elle se produit d’ailleurs au moment où le talweg d’altitude a dépassé les Petites Antilles vers le N.-W.).

261Quelles remarques suggère le rapprochement entre remontée de Z. I. C. et talwegs d’altitude ? Constatons tout d’abord qu’en l’état actuel des choses, si le lien est établi dans les faits, il reste le fruit d’une expérience encore limitée. D’où, une certaine prudence de G. Sinthe lorsqu’il déclare que les talwegs « semblent » intimement associés aux remontées du front intertropical. La simultanéité des deux processus étant constatée quoi qu’il en soit, on peut donc se demander comment ils dépendent l’un de l’autre. Quelle relation est susceptible de s’établir entre un système de vents issus d’un anticyclone peu épais comme doit l’être l’anticyclone du Brésil et un talweg reconnu à 300 mb et même plus haut ? Quel rapport peut-il y avoir entre un processus austral dont l’effet est limité, dans les basses couches, au 15^e parallèle Nord, et un talweg d’altitude qui remonte au-delà des Grandes Antilles ? Autant de questions dont la réponse n’est pas évidente !

262Sans aller très avant dans la discussion, on peut admettre au départ, ou que le lien est absolu ou qu’il n’est pas réalisé dans tous les cas. Envisageons tout d’abord la première relation possible. Le lien entre la poussée de Z. I. C. aux bas niveaux et l’anticyclone du Brésil étant acquis, la question se pose donc de savoir comment, à partir de là, le talweg d’altitude se déplace vers l’W. et le N. jusqu’aux Grandes Antilles. On peut concevoir que la remontée de Z. I. C. sur les Petites Antilles n’est qu’un fait local accompagné de plusieurs poussées identiques entre l’archipel et l’Afrique (par forte activité des cellules anticycloniques australes). On doit alors admettre une montée importante d’air dans le plan vertical à la suite de la convergence généralisée, et une accumulation de cet air dans la haute troposphère. D’où réalisation de vigoureuses conditions anticycloniques d’altitude. Ces conditions se développeraient progressivement dans l’hémisphère Nord et repousseraient la partie tropicale du talweg vers l’Ouest. Mais il faut bien reconnaître que le talweg subméridien préalable n’est pas nécessaire dans cette explication. Par ailleurs, compte étant tenu de son existence au départ, il faudrait que l’ascendance suggérée débute très à l’Est puisque l’organisme anticyclonique d’altitude s’étend lui-même d’Est en Ouest. Comment l’anticyclone brésilien pourrait-il supporter une telle exigence, exigence qui impliquerait plutôt celui de Sainte-Hélène et l’activité du front de la mousson africaine ?

263Toujours en se plaçant dans le cadre de la relation absolue, on peut concevoir que c’est le processus d’altitude qui commande le reste. On retrouve alors deux des trois origines suggérées plus haut pour l’édification d’une crête chaude. La poussée chaude viendrait de l’Est, soit par suite d’un apport anticyclonique austral (on reviendrait à l’idée de mousson), soit par apport anticyclonique boréal (l’impulsion pouvant venir de l’anticyclone saharien)64. Mais ceci n’expliquerait en rien l’existence du talweg préalable à tout le système, et pas davantage le lien avec la poussée de Z. I. C. et son origine brésilienne. Cette dernière remarque demeure, même si l’on convient que le talweg dépressionnaire est à l’origine de l’appel d’air chaud créant à son tour l’accumulation anticyclonique d’altitude et le mouvement vers l’Ouest et le Nord.

264La deuxième proposition part, nous l’avons dit, d’un lien établi dans certains cas seulement. Ce qui, a priori pourrait impliquer des talwegs d’altitude sans poussées de Z. I. C. Il faudrait alors admettre que l’hivernage favorise la multiplication et la conjonction de deux séries de faits indépendants au départ, mais dont l’évolution peut s’en trouver facilitée et les effets pluviométriques ajoutés.

265Quelle que soit l’issue de cette discussion, nous devons reconnaître que les mauvais temps de Z. I. C. lient bien les deux processus. C’est en les envisageant conjointement que nous allons présenter maintenant quelques temps caractéristiques sur les Petites Antilles. L’un d’entre eux ne sera d’ailleurs que le complément de ce qui a été présenté et discuté le 22 août 1962 à Porto Rico65.

266b) Des temps de Z. I. C. par remontées australes sur les Petites Antilles.

LA POUSSEE DE Z. I. C. DES 19-20 AOUT 1962 : ORIGINE DE L’EASTERLY WAVE DU 22 A PORTO RICO

267« Faute de certitude, l’impression qui prévaut finalement est que l’Easterly Wave, au niveau des Grandes Antilles, découle d’une poussée équatoriale ayant remonté le long des Petites Antilles. Le stade initial est donc lié à un effet de Z. I. C. » avons-nous écrit plus haut. Les R. S. le suggèrent et aussi la chronologie des pluies (tableau 40). Les précipitations éclatent le 19 en Martinique et s’y poursuivent jusqu’au 21 ; puis ce sont les pluies des 20 et 21 en Guadeloupe et la crise du 22 à Porto Rico. L’analyse des documents de Fort-de-France va dans le même sens.

268Le 18 dans la soirée (le 19, 0000 TU), au moment où de hautes pressions règnent sur le Brésil, s’amorce une ondulation de la Z. I. C. au large des Petites Antilles (figure 267). Cette ondulation atteint les îles le 19. Vers 20 heures (le 20, 0000 TU) (figure 267), elle est sur les Grenadines où elle a très largement dépassé Trinidad et Tobago. Le 20 (21, 0000 TU) (figure 267), elle atteint Sainte-Lucie. Elle passe ensuite en Caraïbe tandis que le front redescend, sur l’arc oriental, au niveau de Grenade.

269A partir de ce moment, les météorologistes de Fort-de-France signalent une onde de l’Est greffée sur l’ondulation équatoriale que les météorologistes de Porto Rico ne marqueront d’ailleurs que timidement durant toute la période considérée. Si l’on s’en rapporte à la solution française, tout milite donc en faveur de ce que nous suggérions au sujet du break très pluvieux du 22 sur Porto Rico : discontinuité issue d’une poussée de Z. I. C. et poursuivant sa carrière vers l’Ouest sur Hispaniola et Cuba avant de devenir Alma. Ainsi l’onde de l’Est apparaît-elle bien, dans ce cas, comme une séquelle de poussée australe.

270Les situations d’altitude confirment cette interprétation. Le talweg est présent à 300 mb. Après avoir évolué d’Est en Ouest, il est le 23 (0000 TU) entre Cuba et Hispaniola (figure 268). Il témoigne de la présence d’une épaisse poussée chaude de S.-E. au cours des événements. Les lignes de flux à 700 et 500 mb (figure 268) sont conformes à ces vues. Mais il est un autre point qu’il faut encore signaler. La figure montre à 300 mb, entre Porto Rico et le Venezuela, une ligne de discontinuité différente du talweg. Or, celle-ci se superpose à l’onde de l’Est désormais représentée sur les cartes synoptiques de Fort-de-France. Cette onde semble donc bien être une ligne de shear équatoriale consécutive à un « effet de Z. I. C. ».

LA POUSSEE DE Z. I. C. DU 9 SEPTEMBRE 1962 VUE DE POINTE-A-PITRE

271Le temps. — Les stations de Fort-de-France, du Lamentin et du Morne des Cadets enregistrent le 9, leurs plus forts totaux du mois (111,8 ; 88,1 et 77 mm). A cette date, la Martinique connaît un temps particulièrement perturbé. Les enregistrements d’autres stations le confirment (81,3 mm à Basse-Pointe, 25,2 mm aux Anses d’Arlets, 52,4 mm au Vauclin, 18,5 mm à l’Ilet Cabri et 69,8 au Carbet). Le même jour la Guadeloupe subit à peu près le même sort (52,2 mm à Pointe-à-Pitre, 96 mm à Saint-Claude) Cette crise pluviométrique n’atteint pas Gustavia. Les abats se présentent en Martinique comme en Guadeloupe avec brièveté et de façon simultanée. Le 8, mis à part les 13 mm de Saint-Claude, aucune des stations n’enregistre plus de 10 mm. Fort-de-France n’en connaît même que 5,3, qui dépassera les 100 mm le lendemain ! Le 10, les totaux redeviennent fort médiocres ou nuls. Après les sévères averses du 9, la Martinique est sans pluies ou presque (aucune chute à Fort-de-France et au Lamentin, 1 mm seulement au Morne des Cadets). En Guadeloupe, Pointe-à-Pitre a 1,1 mm et Saint-Claude 1,4.

272C’est une remontée de Z. I. C. qui provoque le temps troublé du 9 ; elle altère momentanément l’évolution diurne, habituelle durant cette période de l’année66.

273Du 4 au 8, les évolutions nuageuses et pluvieuses résultent du cycle diurne. La nébulosité et la pluviosité sont maximales en milieu de journée, surtout sur le relief, bien qu’on note des pluies nocturnes. Ces dispositions sont, en particulier, celles du 7 qui garde une belle matinée ; le 8 est déjà altéré par l’arrivée imminente des fortes pluies. C’est pourtant le 9 que le style change radicalement.

274Dans la matinée, le ciel est couvert et l’atmosphère étouffante. Une averse vigoureuse est d’ailleurs intervenue tôt sur Pointe-à-Pitre. Le mauvais temps se précise dans le milieu de la journée. Vers 15 heures, le Raizet subit de forts abats. Une heure plus tard, les nuages bas et denses imposent une nuit à peu près complète. La pluie éclate alors avec une violence inouïe. Le vent se lève, les manifestations électriques apparaissent. Avec les éclairs, les précipitations se maintiendront ainsi, drues et à peu près permanentes jusqu’à un moment avancé de la nuit. Ce sont de puissants Cb, visibles peu avant 13 heures, qui se sont multipliés dans l’après-midi tout en se développant dans tous les secteurs. C’est leur présence qui a abaissé la visibilité au point qu’à 16 h 10 très exactement, elle atteignait son minimum, ne dépassant pas, dans les meilleures conditions, 800 à 1 000 m. Et c’est ainsi que l’aérodrome s’est trouvé « complètement étouffé » par des précipitations venant de toutes parts.

275Après la crise, l’amélioration du temps est lente. La pluie continué de tomber durant la nuit du g au 10. Certes, aux premières heures et dans la matinée du 10, le ciel se dégage partiellement. Mais le Soleil apparaît au milieu de formations nuageuses encore menaçantes. En outre, il suscite une atmosphère moite et pénible à supporter. Les averses persisteront jusqu’en début d’après-midi. Le cycle journalier normal ne réapparaît vraiment que le 11, avec le retour au beau temps matinal. L’aggravation nuageuse s’opère ensuite, mais le milieu de la journée restera sans pluies. Le 12 est plus caractéristique encore. La matinée est belle. Le ciel devient très nuageux vers 13 heures, avec averses modérées par cumulus et stratocumulus. La convection va ensuite en s’accentuant, d’où l’apparition de cumulonimbus calvus à l’Ouest et au Nord du Raizet.

276Le schéma thermoconvectif (qui semble d’ailleurs avoir infléchi les pluies du 9) se trouve pleinement rétabli. La perturbation passée, le cycle diurne a bien repris l’avantage.

277L’explication du temps. — Dans l’exemple précédent, le R. M. T. signalait la combinaison d’une onde de l’Est avec la remontée de Z. I. C. (nous savons que les météorologistes de Porto Rico combinaient le break avec une onde de l’Est également). Il indique ici une remontée de Z. I. C. pure. Dans les deux situations, nous nous trouvons cependant en présence d’une poussée chaude à partir de laquelle naît une onde de l’Est.

278Les éléments de la poussée de Z. I. C. du 9 sont nets : réchauffement massique, vents de secteur S.-E. à S., passage d’un talweg d’altitude.

279L’onde située le 9 au soir (carte synoptique du 10, 0000 TU) à la latitude de la Guadeloupe (figure 269), vient de se détacher d’une ondulation du front intertropical. Un brutal réchauffement massique est intervenu, surtout en altitude, du 8 au 9. Il résulte de la comparaison des R. S. des 9 et 10 (0000 TU) où l’on note une θ’W. de 18° à 500 mb le 9 et de 21° le 10 ainsi que, le 10, 22° entre 400 et 300 mb. Dans le même temps, les vents passent à S.-E. ou S. Il en est ainsi le 8 au soir (9, 0000 TU), surtout à partir de 500 mb (figure 269). A 300 mb où ils sont plein Sud, ces vents prouvent que le talweg d’altitude est au-delà des Petites Antilles vers le Nord quand les pluies s’abattent sur les îles françaises. La carte isohypse du 9, 0 000 TU à ce niveau, confirme ces dispositions (figure 269). Remarquons enfin que la crise pluviométrique s’accompagne d’une accélération des vents (R. S. du 10, 0000 TU).

280L’onde équatoriale détachée de la Z. I. C. prend progressivement une direction méridienne et se transforme en onde de l’Est. C’est ce que montrent les cartes synoptiques des 11 et 12 (0000 TU) (figure 269). Sur la première, l’onde (encore signalée en rouge sur l’original) prend une disposition subméridienne. Elle atteint alors Hispaniola. C’est sur la seconde qu’elle revêt le figuré de l’onde de l’Est67. La flèche qui désigne la ligne de perturbation dans ses phases successives en montre la transformation progressive.

281Nous verrons plus loin pourquoi cette onde de l’Est peut être considérée comme un bel exemple de ligne de discontinuité cinématique, à partir d’un certain moment.

282Les remontées de Z. I. C. sont des perturbations puissantes au sein desquelles le relief ne doit pas jouer un rôle aussi considérable que celui qu’il joue dans les perturbations peu épaisses. Nous allons, quoi qu’il en soit, en relever les effets au passage du front, les 27 et 28 septembre 1962 sur la Martinique.

LA POUSSEE DE Z. I. C. DES 27, 28 SEPTEMBRE 1962 VUE DE FORT-DE-FRANCE

283Le temps. — La crise pluviométrique sur la Martinique et la Guadeloupe est moins brutale mais plus étalée que précédemment. Gustavia reste, une fois encore, en dehors des événements. Les abats sont très appréciables les 27 et 28 à Pointe-à-Pitre et à Saint-Claude. A Fort-de-France, au Lamentin et au Morne des Cadets, les totaux du 28 dépassent de beaucoup ceux du 27, avec 55,8, 55,6 et 44,2 mm. Comme le g d’ailleurs, la Martinique est très affectée dans son ensemble. En particulier, les côtes « sous le vent » subissent de fortes pluies : 76 mm le 28 aux Anses d’Arlets, 35,6 le 27 et 27,3 le 28 aux Trois-Ilets, 31 le 27 et 40,8 le 28 au Carbet. A l’extrême Sud de l’île, à l’Ilet Cabri, il tombe 42,5 mm le 27 et 24,7 le 28 ; totaux qui équilibrent à peu près ceux que l’on relève alors à la pointe Nord de la Martinique (Basse-Pointe) avec 38 mm le 27 et 36,1 le 28.

284Comment les choses se manifestent-elles vues depuis Fort-de-France et la station météorologique de Fort-Desaix ?

285Au matin du 27, le temps est nuageux sur l’Est de l’île et sur les Pitons du Carbet. La Caraïbe est alors dégagée. Vers 9 h 30, une ondée s’abat sur la ville tandis que les sommets se découvrent. La situation s’aggrave dans l’après-midi. La pluie se généralise vers 16 h ; les admirables perspectives de la baie de Fort-de-France, de la plaine du Lamentin, de la Caraïbe et des Pitons disparaissent dans l’accumulation des cumulonimbus et l’opacité des précipitations. Vers 17 h, le ciel reste toujours aussi désolé, en particulier sur le relief. Dans le lointain, cependant, au-delà du lourd couvercle de nuages, la Caraïbe s’éclaire. Après une accalmie, la pluie se remet à tomber dans la soirée, mêlée aux manifestations électriques. Pluies et orage se maintiendront ainsi toute la nuit et, du moins pour les premières, au cours de la journée du 28. Le 28, les nuages bas plus menaçants encore que la veille arriveront jusqu’au niveau de Desaix. De fortes précipitations interviendront dans le milieu de la journée, lorsque, par paquets, les nuages afflueront du S.-E.

286Le beau temps s’amorce le 29 au matin. Mais le cycle diurne ne se réinstallera pas tout de suite. Nous savons que la tempête tropicale Daisy va imposer à la Martinique un effet de divergence dès le 30, tandis qu’elle prolongera, pour un temps, les pluies sur la Guadeloupe.

287L’explication du temps. — Les documents synoptiques et les cartes d’altitude traduisent la remontée de Z. I. C. Notons tout d’abord une onde qui se propage sur les Petites Antilles au Nord de l’ondulation avant de prendre une direction méridienne (figure 270) et de devenir une onde de l’Est (le talweg, alors indiqué selon les conventions sur les documents de Fort-de-France, passe le 30 sur Hispaniola).

288Mais l’activité de la Z. I. C. sur l’arc oriental se manifeste surtout par les phases successives de la remontée du front entre le 27 à 0 600 TU et le 28 à 1 800 TU (figure 270). Après une progression continue vers le Nord, celui-ci redescend brutalement le 29 jusqu’à la latitude de Trinidad. Le temps de Z. I. C. tel qu’il vient d’être décrit sur la Martinique s’est d’ailleurs estompé à cette date.

289Avec la présence d’un talweg à 300 mb, les conditions d’altitude sont conformes au schéma (figure 271). Ce talweg est à l’Est des Petites Antilles le 27 à 0000 TU. Les îles sont alors dans le courant de Nord de sa lisière occidentale. 48 heures après il est dans la Caraïbe ; l’arc oriental est passé sous le régime de Sud. Flux d’Est du niveau de la mer jusqu’à 400 mb, air de Sud au-delà, telles sont d’ailleurs les dispositions qui, le 29 à 0000 TU (voir le R. S., figure 271) accompagnent la poussée chaude caractéristique de ce type de temps.

290Le front intertropical de convergence a dépassé la Martinique vers le Nord. Comment cette puissante perturbation s’est-elle manifestée, au cours de sa progression, à l’égard du Massif subméridien des Pitons du Carbet ? Telle est la question à laquelle nous allons tenter de répondre pour terminer.

291Relations possibles du relief et du temps à l’arrivée de la Z. I. C. — Ce qui suit s’inspire tout spécialement des observations qui ont été faites du belvédère de la Clairière, banlieue Nord de Fort-de-France. Depuis là on découvre à la fois le massif des Pitons, la côte « sous le vent » et la Caraïbe. Ce qui donne une coupe approximativement E.-W. de la partie montagneuse du centre Nord de l’île. Le champ d’observation est tel, qu’il est possible de suivre une accumulation nuageuse et des pluies sur l’Est du relief sans que le regard perde pour autant de vue les versants occidentaux dégagés, en même temps qu’une vaste portion de la mer Caraïbe.

292La question de savoir comment se manifeste ici la poussée de Z. I. C. des 27-28 septembre 1962 revient à essayer de voir ce qui se passe dans les 2 à 3 000 premiers mètres d’atmosphère. Comme la station de Fort-de-France ne comporte pas de R. S., ces réflexions reposent donc exclusivement sur l’observation directe. C’est dire qu’elles ne constituent qu’une orientation de recherche.

293Le problème liminaire est celui de savoir comment l’attaque chaude se fait, à partir du S.-E., dans le plan vertical. On convient généralement de considérer un front de mousson (la remontée de Z. I. C. en est un), comme un coin d’air chaud et humide passant sous l’air plus frais de l’hémisphère d’été68. Il est toutefois probable, si l’on en juge d’après le cas antillais, que, derrière cette discontinuité, l’air chaud est tout de suite très épais.

294Tout front peut se trouver bloqué à la base par un volume montagneux. Il en est ainsi d’un front froid. Dans ce cas, l’air arrive à franchir l’obstacle par le haut. Dans celui qui nous préoccupe ici, l’air équatorial bloqué à la base pourra également déborder le relief par le haut. Mais ce débordement sera progressif. Il semble en effet que ce soit à ce moment initial que le volume montagneux joue au maximum son rôle d’inégal répartiteur du mauvais temps, en imposant une très forte dissymétrie à la distribution des nuages et des pluies. Nous avons pu observer dans cette première phase une Caraïbe très claire quand les Pitons et l’Est de l’île se trouvaient sous un ciel très nuageux. C’est à cette phase que nous attribuerons les premiers et puissants grains de S.-E. venant mourir au niveau des Pitons. Il semble que ce soit à l’avant de l’attaque chaude que se placent les manifestations orageuses les plus violentes. On peut concevoir en effet que la zone de contact suscite un air de mélange instable et propice aux manifestations électriques.

295Cette phase initiale, « orographique » et « frontologique » ne dure pas très longtemps, du moins dans ses manifestations les plus évidentes. Il arrive un moment à partir duquel l’ensemble du pays se trouve noyé sous les Cb. C’est la deuxième phase de l’évolution. Elle peut être longue. Dans notre exemple, elle caractérise surtout (mais non exclusivement) la journée du 28. A ce moment en tout cas, l’île est en air équatorial chaud et homogène. C’est là qu’intervient le grand mauvais temps le plus stable. La dissymétrie des premiers moments a complètement disparu. Dans cette phase de pleine maturité, le rôle du relief n’est plus essentiel. La preuve en est dans les totaux du Carbet et des Anses d’Arlets qui sont, le 28, tout à fait comparables à ceux que l’on enregistre alors à Balata (au cœur des Pitons).

296Il n’est pas exclu que des advections chaudes arrivent par le S.-S.W. et atteignent la Martinique par la Caraïbe. Mais il semble surtout, la direction des vents et l’arrivée des nuages de S.-E. signalés le 28 le suggèrent, que les reliefs assaillis par l’Est interviennent comme élément d’exaltation répercuté « sous le vent ». Nous avons eu l’occasion déjà de noter que le relief peut susciter des nuages dont le lent déplacement au-delà des crêtes apporte des pluies sur des régions qu’on devrait s’attendre à voir abritées.

297Il semble en tout cas qu’à l’arrivée de la Z. I. C., on trouve une phase frontologique et orographique après laquelle intervient la phase convective en air homogène. Cette dernière correspond aux grandes ascendances avec Cb couvrant le ciel durant un jour ou deux, ou même davantage. Ce qui ne veut pas dire que la phase frontologique ne comporte pas, elle aussi, de puissants mouvements verticaux.

298c) Temps de Z. I. C. et ondes de l’Est en interférence sur les Petites Antilles : Il résulte de ce qui précède que des ondes de l’Est sont sans nul doute la conséquence de poussées de Z. I. C. sur l’arc oriental. Or, on peut admettre que les ondes adultes arrivant sur les Petites Antilles estivales proviennent d’un processus identique réalisé plus à l’Est. Il est alors possible de concevoir à certains moments, l’intervention conjointe des deux phénomènes résultant de l’activité de l’air austral (une onde de l’Est issue d’une poussée polaire est peu vraisemblable dans un tel contexte).

299G. Sinthe et R. Martin soulignent que « lorsque l’alizé d’E. à E.-N.E. est épais et bien établi, il arrive qu’on ait à la fois une poussée australe et une onde d’Est qui arrivent en concordance sur les Petites Antilles »69. Les deux phénomènes sont distincts car « l’onde d’Est peut précéder ou au contraire, suivre la remontée de Z. I. C. ». Mais la simultanéité peut être réalisée. Dans les deux premiers cas, le mauvais temps est prolongé de quelques heures par rapport au seul effet de la Z. I. C. ou de l’onde. Lorsque la conjonction est réalisée, le mauvais temps est intense au point triple (point de recoupement de l’onde et du front intertropical de convergence). Ainsi en est-il le 13 septembre 1958 sur la Martinique. En 6 heures on a recueilli 220 mm de pluie à Fort-de-France. Le Lamentin en a reçu 214, Deux-Choux 210, le Diamant 150, le François 249, Trois Ilets 169. L’intensité de la perturbation a équilibré les chances de pluviosité. Il a plu autant dans la plaine du Lamentin, à quelques mètres au-dessus du niveau de la mer qu’à Deux-Choux, au cœur du massif des Pitons.

300Le 24 août 1961 également, une onde de l’Est a interféré avec une remontée de Z. I. C. sur les îles. Une circulation dépressionnaire en est résultée au point triple. Les précipitations ont été d’inégale importance. Elles ont pu être massives par endroits (94,6 mm à Pointe-à-Pitre, 104 mm au François, station de la côte orientale de la Martinique).

301d) Conclusion sur les remontées de Z. I. C. associées à des poussées australes : Dans tous les cas étudiés jusqu’ici, l’intervention d’un anticyclone austral a été déterminante : centre brésilien, mais peut-être aussi hautes pressions maritimes. Cependant, des remontées de Z. I. C. ne doivent rien ou presque aux flux atmosphériques austraux. Il y a alors seulement aspiration d’air équatorial par de puissantes perturbations boréales. Celles-ci peuvent résulter de coulées polaires ou être constituées par des cyclones ou des tempêtes tropicales. Nous avons vu que les ondes de l’Est pouvaient, elles aussi aspirer l’air des basses latitudes.

3. — LES REMONTEES DE Z. I. C. ASSOCIEES AUX DEPRESSIONS DE L’HEMISPHERE

302a) Tempêtes tropicales, cyclones tropicaux et remontées de Z. I. C. : Les cyclones tropicaux (ou les tempêtes tropicales) circulant au Nord des îles créent de puissants effets de divergence dans leur flux antérieur. Les conditions changent à l’arrière, dans leur circulation chaude de S.-S.W. à S.-S.E. C’est à ce moment que se produit ce que l’on convient d’appeler un dédoublement de Z. I. C. La Z. I. C. se déplace alors en direction du Nord et peut atteindre le 15^e parallèle. Cette transgression chaude postérieure, tout en remontant haut en latitude, affecte une tranche d’atmosphère importante. Dans les conditions que nous venons de définir, la θ’W au Raizet dépasse à tous les niveaux, 20°, rappelant le réchauffement qui a déjà été noté par transgression d’air austral issu d’un anticyclone. Ces dispositions s’accompagnent souvent d’instabilité orageuse sur le Sud de l’archipel. G. Sinthe et R. Martin le signalent au passage du cyclone Esther le 16 septembre 1961. Le météore passe alors au Nord des Petites Antilles (fig. 272).

303Un dédoublement de Z. I. C. a succédé, durant la première quinzaine d’octobre 1962, au passage de la dépression tropicale Elia. Il semble d’ailleurs qu’il y ait eu combinaison de la perturbation et d’une poussée australe. Le tableau n° 55 révèle qu’une vague de pluie arrive du Sud sur les Petites Antilles et que Gustavia est affecté. Le paroxysme se situe le 12 sur la Martinique, le 13 sur la Guadeloupe et le 14 sur Saint-Barthélemy.

304Cette progression va bien de pair avec une remontée chaude. Du 11 au 13, la Z. I. C. passe de la latitude de Trinidad à celle de Sainte-Lucie. Elle redescend à partir du 14. Une onde chaude qui s’en est détachée progresse vers le Nord. Elle est sur la Guadeloupe le 14 (0 000 TU, le 13 temps local) et passe le 15 (0 000 TU, le 14 temps local) sur Saint-Barthélemy. Il y a là des dispositions tout à fait conformes aux pluies. La carte synoptique du 15 (0 000 TU) révèle d’ailleurs qu’Elia est alors au Nord d’Hispaniola et que les Petites Antilles septentrionales sont dans sa circulation postérieure de Sud. Circulation chaude, c’est ce que confirment les R. S. Les radio-sondages du Raizet (13 au 15 0 000 TU) indiquent, durant la période, un réchauffement général de la θ’W et un passage à Sud de la direction des vents. Par delà la Z. I. C. revenue à une position méridionale le 15 (0 000 TU) la poussée chaude et le flux de Sud demeurent donc évidents.

305L’événement pris dans son ensemble, semble impliquer, outre la dépression tropicale, une poussée australe. Nous n’en avons pas la confirmation directe (présence de hautes pressions sur le Brésil). Nous en retrouvons du moins certains caractères et en particulier le passage d’un talweg à 300 mb (si tant est que ce talweg est spécifique de l’intervention australe). Le tableau 55 synthétise les positions successives de cet accident.

306Le total arrêt des pluies le 15 est remarquable. Il doit être attribué à l’affaissement postérieur à la perturbation. Nous voyons en passant, qu’il existe en fait plusieurs secteurs par où le cyclone (ou la dépression tropicale) intervient dans le sens de l’inhibition pluviométrique.

307Indépendamment des poussées de Z. I. C., liées ou non aux ondes de l’Est (entendons par là les ondes préexistantes et non consécutives à la poussée), il est signalé fréquemment de ces dédoublements du front dont le facteur fondamental est l’existence d’une zone dépressionnaire évoluant sur l’Atlantique Nord tropical. Il semble que l’effet pluviométrique en soit moins profond et moins tenace que lorsqu’une puissante advection australe se trouve impliquée. Toutefois, si l’on s’en rapporte aux documents synoptiques, les deux styles ne diffèrent pas fondamentalement sur les îles. La Z. I. C. se déplace chaque fois vers le Nord et parfois de façon appréciable. Lors de son dédoublement des 24-25 septembre 1962, elle a atteint la Guadeloupe. Quand elle régresse, elle laisse devant elle une onde chaude. Nous venons d’en signaler une en octobre 1962. Quand, le 25 septembre, le front regagne Trinidad, il laisse également devant lui une onde chaude qui aborde alors Porto Rico.

308b) Advections polaires et remontées de Z. I. C. : Nous savons qu’en période fraîche les descentes froides peuvent affecter les Petites Antilles. Le phénomène se produit surtout par bipartition anticyclonique. Or, ces descentes sont également présentes durant la période pluvieuse, principalement en fin de saison. Quand l’air froid atteint ainsi les basses latitudes, il se répand dans une région d’où l’air chaud de type estival n’a pas encore disparu. Un minimum dépressionnaire peut en résulter. A partir de là, les conditions de l’aspiration de l’air vers les latitudes plus septentrionales sont réalisées. Il peut y avoir remontée et dédoublement de la Z. I. C. La dépression impose, à l’arrière, un flux de S.-S.W. à S.-S.E. identique à celui que nous avons mentionné dans le cas précédent. Cet air chaud corrélatif du dédoublement de Z. I. C. se trouve alors combiné à l’air frais préalable à la perturbation. Il en résulte un mauvais temps généralisé sur les îles.

309Ce type de perturbation n’est plus en relation avec une advection australe issue des hautes pressions brésiliennes. La descente froide boréale fournit seule le point de départ de la remontée de Z. I. C. C’est elle qui provoque également les conditions du contraste thermique dont le rôle doit être déterminant dans les précipitations. Il y a là une situation dont l’importance dépasse en fait le seul point de vue auquel nous nous plaçons pour l’instant. Nous retrouvons en effet l’idée déjà exprimée à propos des Grandes Antilles, de transgressions automnales froides qui reprennent l’avantage sur l’air tropical en retrait et des très fortes pluies de fin de saison qui en résultent. Nous reviendrons sur ce point ultérieurement.

4. — CONCLUSION GENERALE SUR LES REMONTEES DE Z. I. C. : LE SCHEMA

310Les remontées de Z. I. C. sont à diviser en deux catégories d’après la nature et la position du moteur qui préside aux mouvements.

311Il y a les remontées de Z. I. C. que l’on peut encore appeler les poussées de Z. I. C. Elles évoluent à l’avant d’une transgression australe qui reçoit son impulsion de la ceinturé anticyclonique subtropicale. L’intervention des hautes pressions brésiliennes est déterminante. Celle d’un anticyclone maritime à caractère dynamique mais qui doit également subir le renforcement polaire ne doit pas être exclue (nous conviendrons qu’il s’agit de l’anticyclone de Sainte-Hélène au sens large où on l’entend d’ailleurs pour celui des Açores). Toutefois, dans ce dernier cas, l’ondulation du front se situe entre Afrique et Antilles plutôt que sur ces dernières. L’effet sur les îles sera alors indirect et passera par l’intermédiaire de l’onde de l’Est d’origine équatoriale.

312Il y a les remontées de Z. I. C. qui correspondent à une aspiration d’air équatorial (et austral ?) à partir de perturbations de l’hémisphère Nord. Les cyclones tropicaux semblent les plus susceptibles de provoquer un tel phénomène.

313Dans le premier cas on se trouve en présence d’un authentique phénomène de mousson (au sens où les météorologistes tropicaux définissent la chose)70 ; dans le second il n’en est rien. Or, le premier semble le plus fréquent. Ce qui situe les Petites Antilles estivales dans une perspective nouvelle du point de vue de l’étiquette climatique à leur appliquer (on n’a pas affaire à un pur climat d’alizés).

314Reste un point capital qui est celui des talwegs d’altitude. Leur présence pose un problème dont la dimension ne peut échapper. Les relations qui s’établissent entre eux et les remontées de Z. I. C. se situent sans doute dans la perspective des grands échanges d’hémisphère à hémisphère, à une altitude et à une latitude où les événements nous échappent encore.

B) LES ONDES DE L’EST71

315Pour les ondes de l’Est comme pour les remontées de Z. I. C., ce qui a été dit lors de l’étude des Grandes Antilles n’a qu’une valeur introductive. Le moment est donc venu d’aller plus avant dans l’analyse. Insister sur les ondes de l’Est aux Petites Antilles nous a paru logique. Ce sont elles qui subissent le phénomène en premier. De ce fait, c’est à partir d’elles qu’il est possible de saisir son origine et son évolution en Caraïbe. L’étude des poussées de Z. I. C. illustre le bien fondé de cette attitude.

1. — LA REALITE DES ONDES DE L’EST

316Nous savons que le problème des ondes n’est pas simple. Rapporté aux Petites Antilles, il est exprimé par R. Bec dans une notice d’informations techniques de la Météorologie Nationale72. Cet auteur remarque en effet qu’il s’agit de phénomènes « dont l’origine et la structure donnent lieu à des controverses… les uns pensent qu’il s’agit de fronts froids ou de vieilles occlusions de la circulation polaire, qui auraient été rabattues vers les tropiques à partir des îles Canaries. Les autres disent que ce sont des perturbations qui naissent au sein des alizés ». R. Bec note encore à propos des pluies que les uns les attribuent à la remontée de la Z. I. C. tandis que d’autres y voient le résultat conjoint de l’ondulation de la Z. I. C. vers le Nord et de la perturbation d’Est dans l’alizé.

317Il n’empêche que l’auteur assigne aux ondes de l’Est un aspect précis. « Elles se présentent sous la forme d’une bande nuageuse de 250 km de large, discontinue, de l’apparence arquée bien connue des fronts froids, balayant d’Est en Ouest la zone intertropicale comprise entre le 10^e et le 20^e parallèle »73. Cependant, là encore, grande doit être notre perplexité. Les satellites artificiels n’ont pas retrouvé avec netteté jusqu’ici74 cette forme suggérée par les tracés des cartes synoptiques. Ils ont bien plutôt révélé des dispositions nuageuses étirées le long des parallèles et aussi la présence de « paquets » nuageux.

318De nos développements antérieurs il découle, quoi qu’il en soit, que l’onde existe à côté de la remontée de Z. I. C. L’une ne peut être confondue avec l’autre, même si les manifestations s’en trouvent à certains moments conjointes et si l’une (l’onde de l’Est) peut, à la formation, dépendre de l’autre (la poussée de Z. I. C.).

2. — LEUR ORIGINE

319Toute théorie sur l’onde de l’Est doit normalement partir d’une tentative d’explication de sa formation. Sur l’un et sur l’autre point, nous nous sommes déjà exprimé. Rappelons donc les résultats acquis, résultats qu’il va nous être possible de relier aux constatations de R. Bec.

320Quelle que soit la nature que l’on assigne à l’onde, on convient de deux sources : une source polaire (déplacement aux basses latitudes d’air froid introduit dans le domaine tropical par le couloir situé entre l’anticyclone subtropical atlantique et l’anticyclone saharien), une source équatoriale (ondes nées d’une ondulation de la Z. I. C.).

321La première source recouvre les « fronts froids » (conception Garbell) et les « vieilles occlusions » (conception Delourme) et la seconde, les échos de poussies de Z. I. C. A ce dernier point de vue, rappelons que c’est G. Dunn qui a exprimé l’idée que l’onde de l’Est « s’amorce aux longitudes où la C. I. T. est le plus intense »75.

322D’où, suivant les cas, les ondes de l’Est à poussées postérieures froides ou chaudes. C’est ce que nous avons nous-même admis aux Grandes Antilles et ce sur quoi nous allons revenir. On pourrait, à leur propos, parler « d’ondes de l’Est polaires » et « d’ondes de l’Est équatoriales ».

323Certes, il ne faut pas se dissimuler que les ondes de l’Est peuvent avoir une autre origine encore et dépendre, tout simplement, avec une structure cinématique dès le départ, d’ébranlements de la masse atmosphérique.

324L’origine polaire nous a été surtout suggérée par l’analyse des Grandes Antilles hivernales. L’origine équatoriale nous l’est surtout par celle des Petites Antilles estivales (onde de l’Est réalisée à partir de la Z. I. C.).

325En hiver, des expulsions froides pluvieuses (des discontinuités froides) arrivent de l’Océan sur les Grandes et les Petites Antilles. Il n’y a aucun doute pour nous à ce sujet. Les ondes de Delourme ne sont pas autre chose que l’extrapolation aux Guyanes, d’événements caractéristiques de la saison fraîche boréale. Quand les ondes de Delourme arrivent sur les Guyanes, elles y interviennent, si l’on s’en rapporte aux mois au cours desquels l’auteur les étudie, au moment où l’hémisphère Nord connaît son hiver. C’est alors que les cellules anticycloniques subtropicales subissent l’incessant renforcement polaire redistribué ensuite sous la forme d’alizés frais. C’est également à ce moment que les pluies sont parmi les plus abondantes sur les Guyanes.

326Les ondes de l’Est hivernales apparaissent donc aux Antilles comme étant essentiellement des expulsions froides dans l’alizé perturbé issu de A2, de A3 ou de AA. Et ceci, que la structure de l’onde garde ou non des caractères thermodynamiques indiscutables à l’arrivée sur les îles. Il faut ajouter qu’en automne, au moment où les poussées froides reprennent vigueur, peuvent réapparaître les ondes de type polaire, très pluvieuses d’ailleurs sur les Petites Antilles.

327Les ondes de l’Est équatoriales semblent de leur côté être à l’origine, essentiellement le fait des poussées chaudes australes ou équatoriales (alizé de l’hémisphère ayant acquis un long parcours aux très basses latitudes).

328Que les ondes de l’Est polaires soient le fait essentiel de l’hiver de l’hémisphère et les ondes équatoriales celui de l’été est logique, étant donnée la tendance à la transgression froide hivernale longuement mise en évidence et la transgression chaude estivale inverse, également étudiée plus haut. Les faits relevés par nous s’accordent avec ces conceptions.

329C’est dans cette perspective que les idées d’H. Riehl sur l’origine des ondes de l’Est estivales nous paraissent assez inattendues. P. Pédelaborde souligne en effet que « l’influence polaire de l’hémisphère en été, semble… déterminant depuis que Riehl a montré la naissance des vagues d’Est à partir d’une vallée des westerlies tempérées »76. Quelle est la conception de Riehl ? (figure 273)77.

330Le point de départ est dans un talweg réalisé dans les vents d’Ouest polaires, talweg qui s’étend fortement en direction de l’Equateur. A partir d’un certain moment, une rupture s’opère dans ce talweg. Il s’ensuit la poursuite du glissement vers l’Est de sa partie polaire et du déplacement vers l’Ouest de sa partie équatoriale. Cette dernière évoluera au Sud des hautes pressions situées à l’Ouest du talweg initial et constituera la vague d’Est.

331La formation d’une onde de l’Est à partir d’un talweg polaire a été décrite également par Guilmet et Zonzon qui, il faut bien le dire, ont été plus explicites sur les conditions de rupture de ce talweg78. Ces auteurs notent que « si la portion polaire d’un talweg du courant d’Ouest ayant une extension tropicale subit, soit un affaiblissement marqué, soit une accélération importante de sa vitesse de déplacement vers l’Est, il y a rupture complète ». La partie tropicale libérée pourra être prise au Sud de la partie occidentale de l’anticyclone subtropical et évoluer en onde de l’Est. Ce qui revient à dire qu’à l’avant et à l’arrière de l’onde ainsi créée, la poussée sera polaire, au moins au départ, comme aura été polaire le processus initial.

332Une telle suite d’événements, rapportée à l’Atlantique, ne peut intervenir qu’en altitude, entre l’anticyclone des Açores et l’anticyclone saharien. En ce sens on peut regretter que Riehl et Guilmet n’aient pas précisé le niveau auquel se situent les situations successives qu’ils décrivent. On peut ajouter qu’ils ne tiennent pas davantage compte de la date exacte de l’année à laquelle ces processus ont pu être relevés. Or, cette date est un fait important.

333Cet épisode de l’influence polaire en été nous suggère en tout cas les remarques suivantes.

334On ne peut s’empêcher de faire le rapprochement de cette rupture d’un talweg polaire avec la rétrogradation qui peut aller jusqu’à la rupture elle aussi, de l’étroite vallée polaire impliquée à 300 mb dans les poussées de Z. I. C. sur les Petites Antilles estivales.

335On peut se demander si, à partir d’un certain moment, l’entretien du déplacement de l’onde d’été issue du talweg polaire n’est pas réalisé par des poussées chaudes comme ce semble bien être le cas pour le talweg à 300 mb envisagé plus haut ; et ceci, même si, dans cette situation, un évènement polaire initial intervient comme il interviendrait dans la conception Riehl-Guilmet.

336On peut admettre aussi qu’en été, à côté des ondes de l’Est équatoriales auxquelles nous maintenons l’avantage, peuvent se présenter des ondes de l’Est polaires.

337En tout cas, H. Riehl remarque avec raison que « dans la plupart des problèmes d’ondes atmosphériques, il est difficile de tracer le commencement exact d’une onde ou d’un train d’ondes ».

338Quelle qu’en soit l’origine, les ondes posent par ailleurs le problème de leur structure.

3. — LA STRUCTURE DES ONDES DE L’EST

339Nous avons abouti, lors de l’étude des Grandes Antilles, à l’idée que les ondes de l’Est peuvent comporter dans leur structure le témoignage de leur origine par le maintien d’effets massiques différentiels.

340A ne considérer que le sens des vents de part et d’autre du talweg, on peut penser que l’avant sera plus frais que l’arrière, cette tendance devenant systématique dans les ondes nées d’une poussée équatoriale. On peut admettre aussi que, dans le cas d’injections froides contournant l’anticyclone, la partie arrière de la discontinuité sera la plus froide.

341Mais nous avons convenu que ces perturbations sont destinées à revêtir plus ou moins vite un caractère cinématique qui peut devenir exclusif. P. Pédelaborde note que le caractère frontal peut se manifester « au stade originel de l’ondulation, par exemple à l’Est de l’Atlantique entre l’air polaire tropicalisé et l’air équatorial » mais qu’à « l’Ouest de l’Atlantique… tout gradient de température disparaît » l’onde de l’Est n’étant plus alors « qu’un phénomène purement cinématique »79.

342Nous ne sommes pas en désaccord avec ce point de vue. Nous pensons simplement que l’origine suffisamment occidentale d’une onde polaire ou équatoriale maintiendra sur les Antilles ou sur une partie d’entre elles, un caractère thermodynamique provisoire. Dans cet ordre d’idée, on peut penser que ce sont les ondes polaires hivernales qui risquent de garder le plus longtemps certains traits massiques par maintien d’air frais en altitude ; ce caractère s’estompant très vite en été si l’on y admet, avec Riehl et Guilmet, l’origine extratropicale de certaines ondes de l’Est. Il semble par contre que les ondes équatoriales doivent perdre rapidement leurs contrastes massiques, l’air austral ne différant sans doute pas beaucoup de l’air tropical de l’hémisphère d’été et les conditions thermiques estivales militant peu en faveur du maintien de contrastes massiques.

343C’est pourquoi on peut admettre que les ondes d’Est nées de la Z. I. C. sont les plus susceptibles de prendre rapidement une structure purement cinématique. Cette structure n’ayant pas encore été étudiée et étant le plus susceptible de l’être au niveau des Petites Antilles, c’est sur elle que nous insisterons ici. Avant d’y arriver, relevons cependant les contrastes massiques que certaines perturbations révèlent de toute évidence, ou du moins vraisemblablement. Ce qui nous ramène aux ondes à poussées chaudes postérieures et aux ondes à poussées froides.

344a) Ondes liées à des poussées chaudes postérieures : Nous avons assisté le 22 août 1962 au passage vraisemblable d’un effet de Z. I. C. à une onde de l’Est à partir de Porto Rico. D’après les documents synoptiques, même fait s’est reproduit les 9 et 28 septembre. L’onde de l’Est décrite par H. Riehl sur Porto Rico du 11 au 13 juillet 1944 (fig. 274) semble bien impliquer aussi une forte poussée chaude à l’arrière. Le changement dans la direction et la vitesse des vents à l’Est du talweg est saisissante. La disposition du flux suggère que nous nous trouvons en présence d’un écho de montée de Z. I. C. En tout cas, un R. S. réalisé dans ces vents de Sud révèlerait de toute évidence une θ’W supérieure à 20° sur l’épaisseur d’atmosphère impliquée. Il paraît peu vraisemblable qu’une telle onde puisse avoir connu une longue histoire maritime avant son arrivée sur les îles.

345Dans ces exemples, la poussée chaude postérieure semble évidente, du fait d’une naissance de l’onde proche des Antilles à partir de la Z.I.C., et aussi du fait de la direction des flux (11-13 juillet 1944). Dans le cas qui suit, la situation, moins tranchée, peut donner lieu à deux interprétations. L’une sera envisagée ici, l’autre ultérieurement.

346Les 13 et 14 juillet 1961, les Petites Antilles connaissent, sauf l’Extrême-Nord, de fortes précipitations (tb. 56). C’est le 14 et le 15 que Porto Rico subit à son tour des abats sérieux (16 mm le 14 à l’aérodrome de San Juan, 25 mm le 15). La perturbation pluvieuse est une onde de l’Est, signalée comme telle sur le R. M. T. de Fort-de-France. Nous sommes dans une période où les remontées australes restent faibles et n’intéressent que le Sud de l’archipel. Les 13 et 14, les cartes synoptiques et isohypses font état d’un puissant anticyclone atlantique, unique de l’Eurafrique à l’Amérique du Nord. C’est sur son bord équatorial qu’évolue la perturbation.

347Le contexte fait donc bien apparaître un accident mobile dans le champ des alizés. Son existence ne peut être mise sur le compte d’une remontée de Z. I. C., du moins d’une remontée réalisée sur les îles ou le proche Océan, pas plus que sur une poussée froide, du moins une poussée froide conservée.

348Les R. S. (fig. 275) du 12 (0000 TU) au 15 (1 200 TU) montrent une disposition, qui est, dans les vents, en accord avec le passage d’un talweg mobile d’Est. Du niveau de la mer à 300 mb, le flux se présente comme ne devant rien à une quelconque circulation de Sud, du moins à une circulation de Sud franche et généralisée. La situation ne reprend donc pas celle de juillet 1944. Avant l’intervention de la perturbation, les vents sont forts et d’Est (R. S. du 12 à 0 000 et à 1 200 TU). Du 13 à 0 000 TU au 14 à 0 000 TU ils passent en général à N.-E. Ce changement de direction représente l’allure de la circulation dans la partie antérieure de l’onde de l’Est. A partir du 14 (1 200 TU), les vents virent à S.-E. (sauf au plus près du sol). Nous sommes alors dans la partie Est du talweg. Le changement de direction du flux de l’avant à l’arrière de la perturbation est conforme au schéma classique (figure 274).

349L’observation des courbes θ’W. montre leur fort appui vers la gauche, à la gauche de l’adiabatique saturée 20° tant que les vents sont de N.-E. et leur fort appui à droite, à la droite de cette courbe, à partir du moment où ils passent à S.-E. Si l’on interprète les « courbes bleues » selon leur signification massique, on se trouve en présence d’un air frais (et subsident) à l’avant, chaud (et convergent) à l’arrière. Le schéma massique de l’onde de l’Est à secteur postérieur chaud est ainsi réalisé. Le fort « réchauffement » du 15 à 1 200 TU entre 600 et 300 mb s’accompagne d’ailleurs d’un flux de S.-S.E. Ce qui vient à l’appui de la distribution thermodynamique des températures au passage de la perturbation. On peut alors admettre que l’onde résulte d’une poussée chaude intervenue sur l’Atlantique, ou encore que son existence même suscite son entretien à l’arrière, par un flux chaud, ce que nous avons avancé lors de l’étude des Grandes Antilles estivales.

350Faute de connaître la répartition horaire des pluies, nous indiquerons simplement qu’elles tombent en abondance à Pointe-à-Pitre à partir du moment où il y a réchauffement et passage à S.-E. des vents le 14. Il est vrai qu’il pleut fort dès le 13 à Saint Claude, c’est-à-dire de toute évidence à l’avant du talweg !

351Avec ces ondes pluvieuses liées à des poussées chaudes postérieures, nous retrouvons l’un des deux schémas massiques définis plus haut. Certes, nous ne dissimulerons pas combien l’entreprise est délicate car une interprétation purement cinématique peut recouvrir la même réalité. Nous verrons bientôt qu’il en est justement ainsi avec l’onde qui vient d’être décrite. Nous pensons pourtant que l’analyse conjointe de la « courbe bleue », de la disposition des centres d’action et des circulations qui en résultent, aboutit à l’idée de l’intervention d’airs de qualités différentes, bien que voisines. Les météorologistes de Fort-de-France soulignent les poussées chaudes de Z. I. C. par l’argument massique tiré de la réaction des « courbes bleues ».

352C’est en tenant compte de cette courbe, mais aussi de la disposition des centres d’action qui peuvent en rendre compte, que nous allons maintenant tenter, comme nous l’avons fait pour les Grandes Antilles, la mise en évidence d’expulsions froides pluvieuses.

353b) Ondes liées à des poussées froides postérieures. — Il faut préciser tout d’abord les conditions d’ensemble du premier des deux exemples retenus. En premier lieu, il s’agit d’un cas automnal. Or, nous savons qu’à cette époque de l’année les noyaux anticycloniques recommencent à insuffler aux basses latitudes un air polair peu évolué. Ensuite, il s’agit d’une situation dans laquelle la cellule anticyclonique dirige son flux sur les Antilles depuis une position relativement occidentale. D’où un air qui a parcouru une assez faible portion d’océan tropical. Or, nous avons vu que ce sont les expulsions froides réalisées à partir du centre ou de l’Ouest de l’Atlantique qui ont, avec le flux polaire direct, le plus de chance de se conserver sur les îles. C’est de là que nous sommes d’ailleurs parti pour établir la réalité des expulsions polaires océaniques sur les Grandes Antilles.

354L’intérêt de cet exemple réside donc surtout dans le fait que, s’il appartient à la période estivale, il représente un style habituel en hiver.

355Du 1^er au 8 octobre 1957, une cellule anticyclonique à 1022 mb est centrée au N.-E. des Petites Antilles. Elle va commander durant cette période « la circulation de quelques ondes d’Est actives avec caractère orageux » (R. M. T.). L’une d’entre elles est fort pluvieuse le 2, de la Martinique à Saint-Barthélemy. Si les ondes de l’Est d’origine équatoriale sont souvent peu actives au Nord de l’arc oriental, les ondes d’origine polaire se présentent différemment. C’est, selon nous, une preuve de plus venant à l’appui de leur structure. Si le 1^er et le 3 il tombe peu de chose, il s’abat 18,7 mm d’eau à l’aérodrome de Fort-de-France-Lamentin le 2, 27,9 mm à Desaix, 43,2 à l’aérodrome de Pointe-à-Pitre et 12,3 à Gustavia.

356Les R. S. établis entre le 2 et le 5 (figure 276) indiquent que c’est entre une structure massique chaude et une incursion froide que se situe la crise pluviométrique. Les 43,2 mm de Pointe-à-Pitre-aérodrome tombent dans la nuit du 2 au 3. Ils se situent entre un R. S. dont la θ’W. est d’au moins 20° de 1 000 à 300 mb et un R. S. qui, avec le crochet caractéristique des contacts de masses d’air, révèle une attaque froide à 850 mb. Cette incursion ira en se développant les jours suivants entre 850 et 500 mb.

357Certes, il est comme toujours en pareil cas, possible de se poser deux questions. La première est de savoir si ces deux R. S. sont caractéristiques des limites entre lesquelles sont tombés les 43,2 mm. Il faut souligner combien la structure aérologique peut varier en peu de temps et combien il faudrait multiplier les R. S. pour saisir exactement les conditions à partir desquelles s’explique une pluie. Ce qui revient pour nous à nous demander si les pluies se situent entre les dispositions du 2 à 2 330 TU et celles du 3 à 1 130 TU ou si elles ne sont pas corrélatives d’un réchauffement, terminé avant l’attaque froide du 3 au matin (3, 1 130 TU ; 3, 7 h 30, local).

358La remarque que nous faisons a une valeur générale. Lorsque nous ne disposons que d’un R. S. journalier comme ça a été le cas aux Grandes Antilles, l’objection concernant le parti qui en est tiré a du poids. Elle en a moins quand les R. S. ont lieu deux fois par jour, ce qui est la plupart du temps le cas sur les Petites Antilles. Il est vrai qu’il est toujours possible de discerner, par les R. S. précédant le moment des pluies et par ceux qui leur succèdent, les tendances de l’évolution. On peut alors en déduire que les précipitations sont encadrées par tels ou tels événements. D’où, une forte présomption dans l’établissement des liens de cause à effet.

359D’ailleurs, il est toujours possible, par les pluies trihoraires, de situer les précipitations au plus près de tel R. S. Dans l’exemple présent, on constate qu’elles sont continues et massives le 3 de minuit à 8 heures du matin, alors qu’elles sont nulles le 2 de 19 h 30 aux environs de 24 h80. Les pluies sont donc très vraisemblablement en accord avec la poussée fraîche à 850 mb, le début du processus remontant au moins au petit matin.

360La seconde question qui se pose est celle de savoir si les R. S. qui se succèdent impliquent une poussée froide ou n’enregistrent pas plutôt un effet de divergence. Le flux de S.-E. dans les basses couches militerait en ce sens. Nous ne pouvons nier l’existence de cette divergence au Sud de l’anticyclone signalé plus haut. Mais ceci n’est pas suffisant pour exclure l’intervention fraîche, d’autant plus que les R. S. du 3 signalent bien le crochet caractéristique de la superposition de masses d’air différentes.

361Ceci dit, compte tenu de la direction des vents à 500 mb et surtout 4 et 300 mb (vents de Sud), et du réchauffement massique à ces altitudes, on peut concevoir l’action froide de la façon suivante. L’anticyclone injecte l’air frais dans les basses couches sous l’air chaud (les directions y sont de S.-E. et non de Sud). C’est cet air qui provoque, par son action en coin, l’accroissement de l’humidification aux niveaux supérieurs et apporte ainsi les pluies (R. S. du 3, 1 130 TU). Le développement ultérieur de la masse fraîche et subsidente amenuise la couche chaude d’altitude et bloque toute ascendance. D’où l’arrêt des précipitations.

362Le second exemple est celui d’août 1956 où des pluies tombent les 25 et 26 de la Martinique à Saint-Barthélemy, avec très forts abats le 25 à l’aérodrome du Raizet. Ces derniers tombent en fait entre les R. S. du 25 à 2 300 heures (heure locale) et du 26 à 1 100 heures (heure locale)81. Or, si le premier indique une masse d’air chaude, le second et ceux qui suivent marquent un refroidissement progressif (figure 277). Nous pensons être en présence d’une attaque fraîche. Le R. S. du 27 à 1 100 heures (heure locale) en particulier montre un fort refroidissement à tous les niveaux, y compris dans les très basses couches. D’ailleurs, si l’on compare les R. S. du 25, 2 300 heures (heure locale) et du 26, 1 100 heures (heure locale) puis du 26, 2 300 heures (heure locale) et du 27, 1 100 heures (heure locale), on constate que « courbes bleues » et courbes d’état appuient, des premiers aux seconds, également vers la gauche. Ceci, bien qu’un effet de subsidence ait pu se manifester en air frais le 26 entre le R.S. de 1 100 et celui de 2 300 heures. La disposition des vents par ailleurs ne semble laisser place pour aucune autre explication que l’advection d’origine tempérée (figure 248).

363Les éléments de cette situation méritaient de toute façon d’être exposés. Ils sont en effet pour le moins troublants étant donnée la date à laquelle ils apparaissent.

364Quels que soient les caractères thermodynamiques de l’onde, celle-ci tend à les perdre du fait de la latitude méridionale à laquelle elle évolue et aussi du domaine maritime au-dessus duquel elle se déplace. Il est donc nécessaire d’envisager maintenant l’onde de l’Est en tant que perturbation cinématique.

365c) Les ondes de l’Est en tant que perturbations cinématiques.

ONDES DE L’EST ET ANALYSE ISALLOBARIQUE82

366La marche annuelle de la pression dans la Caraïbe offre deux maxima et deux minima. Le principal maximum est en hiver, le principal minimum en octobre-novembre. Le second maximum est en juillet-août, le second minimum en avril-mai ou juin.

367Sur cette variation de pression saisonnière se surimpose la très importante variation de pression semi-diurne. Elle est très régulière sous les tropiques. La période semi-diurne a une amplitude moyenne de plus de 2 mb à San Juan. Ce qui constitue une valeur représentative pour les stations au niveau de la mer dans la Caraïbe. La figure 278 montre la variation journalière de pression pour des mois significatifs (février, octobre) ainsi que la courbe moyenne annuelle à San Juan. Les pressions maximales se situent aux environs de 10 h et de 22 h et les pressions minimales de 4 h et de 16 h.

368Nous retrouvons cette image à l’aérodrome de Pointe-à-Pitre où les relevés de pressions sont faits à 5 h (minimum) 11 h (maximum) 17 h (minimum) 23 h (maximum) et où l’amplitude de la période semi-diurne est bien de l’ordre de 2 mb.

369Il y a, ceci dit, des variations de pressions non rythmées. Elles sont souvent plus faibles que l’amplitude semi-diurne. D’où la grande difficulté soulevée si l’on songe que de telles variations peuvent être l’indice de perturbations importantes. C’est afin de les détecter, qu’une analyse minutieuse de la carte isobarique, doublée d’une détermination du champ des isallobares, est nécessaire dans la Caraïbe.

370G. Dunn83 et Frolow84 ont insisté sur le second point, le but étant de mettre en évidence ces variations de pression accidentelles qui dépassent rarement 2 mb en 24 heures. Des changements de cette importance, qui peuvent être considérés comme relativement insignifiants aux hautes et moyennes latitudes sont associés ici, nous venons de le dire, à de très notables modifications du temps. En période estivale, l’instabilité conditionnelle est l’état atmosphérique normal. On conçoit que de légères variations de pression puissent avoir de grands effets. C’est ainsi qu’un accroissement général de la nébulosité et des précipitations au-dessus d’une large aire océanique est en relation avec une convergence de gradients isallobariques. A l’inverse, la dissipation de telles aires est liée à la divergence de ces gradients.

371Les changements de temps sont en accord avec le déplacement des systèmes isallobariques en Caraïbe. En envisageant une période de plusieurs années, G. Dunn a pu tracer la progression de ces systèmes durant les mois de plus grande fréquence des hurricanes. Or il s’est trouvé que leurs chemins en Caraïbe ressemblaient à ceux des hurricanes.

372L’onde de l’Est s’intègre dans ce contexte. Guilmet a souligné85 que l’étude des pressions a permis de découvrir des perturbations en vague mises en évidence par des « couples de noyaux isallobariques négatifs et positifs circulant d’Est en Ouest à l’intérieur des alizés. Quoique de faible intensité, ces noyaux introduisent une déformation en talweg du champ stable ». « L’axe du talweg… correspond sensiblement à la ligne de variation nulle entre les noyaux isallobariques, négatifs à l’Ouest et positifs à l’Est ». Ce sont ces ondes de pressions qui donnent le beau temps (par subsidence) à l’Ouest et le mauvais temps (par ascendance) à l’Est, auxquelles les américains ont donné le nom d’easterly wave (onde de l’Est)86.

373Ainsi décrite, l’onde de l’Est apparaît comme étant indépendante de tout processus thermodynamique. Or, c’est justement ce qu’a souligné H. Riehl87.

ONDES DE L’EST ET HOMOGENEITE MASSIQUE

374En étudiant les relations de la température et de la pression au sein des ondes de l’Est, l’auteur a remarqué que les perturbations de force modérée ou faible atteignent leur plus grande intensité de 700 à 500 mb, tandis que les ondes puissantes sont associées à des variations de pression et de température allant jusqu’à la tropopause. La relation la plus générale entre températures et pressions est illustrée par la figure 279 (croquis du haut). Il y est établi les fluctuations moyennes de ces éléments jusqu’à 10 km d’altitude, d’après 15 perturbations intenses relevées en 1944 et 1945. La baisse de pression maximale correspond, au talweg. Elle se décale légèrement vers l’Est au fur et à mesure que l’on gagne en altitude. D’où la pente caractéristique de ce talweg qui appuie vers l’Est dans sa partie supérieure, c’est-à-dire dans le sens opposé au déplacement de la perturbation (voir figure 184).

375En surface, pressions et températures sont en phase. La température minimum suit la pression minimum. C’est habituellement là où est le temps le plus sévère. En altitude, les plus basses températures tendent à se présenter aussi après le passage du talweg de surface, le lien températures-pressions se maintenant par ailleurs étroitement aux différents niveaux.

376Selon Riehl, le refroidissement ne peut avoir pour cause le jeu des advections de masses d’air. En effet, la structure thermique décrite se meut avec l’onde tandis que les masses d’air passent à travers, d’Est en Ouest aux plus bas niveaux et d’Ouest en Est en altitude. L’abaissement de température est alors à envisager comme une conséquence de la convergence cinématique, le refroidissement étant dû à la diminution de l’insolation, à l’évaporation de l’eau tombée, et aussi au transfert de « frigories » du haut vers le bas (comme la chose est réalisée aux latitudes tempérées dans les fortes pluies d’orage)88. Cette conception rappelle celle qu’exprime I. Eaker et que nous avons déjà indiquée (voir p. 210). Le schéma cinématique implique en outre que le réchauffement adiabatique précède (dans la phase antérieure de subsidence) le refroidissement qui accompagne les pluies.

377De fortes pluies tombent au Raizet en août 1956, et en particulier le 11, au passage du cyclone Betsy (série de figures 248). Ces pluies sont en accord avec celles qui s’abattent alors sur les autres îles. Or, au Raizet, elles s’accompagnent chaque fois, surtout en altitude (entre 7 et 12 km : figure 279, croquis du bas), de refroidissements sensibles. Pluies et refroidissements se présentent ainsi les 11, 14-15, 22 et 25-26 août. Il y a là un schéma qui répond assez bien à celui de H. Riehl. Ce schéma ne donne toutefois qu’une tendance générale et ne tient pas compte de la nature exacte des perturbations. Il est donc nécessaire d’envisager pour mieux illustrer le point de vue qui nous retient, une onde de l’Est caractérisée. Celle des 13-15 juillet 1961 se situe dans cette perspective (figure 275).

378A l’avant du talweg il y a subsidence et à l’arrière immédiat, ascendance. C’est alors qu’il y a refroidissement. Le schéma d’H. Riehl est vérifié. La figure montre en effet que l’axe du talweg se place entre le R. S. du 14 à 0 000 TU et celui du même jour à 1 200 TU. De l’un à l’autre les vents passent d’E.-N.E. à E. S.E., et la superposition des courbes de sondage montre bien que du premier au second la tendance est au refroidissement. L’inversion disparaît en même temps. Là encore, les choses se passent conformément aux vues des cinématistes : surface d’inversion présente jusqu’à l’axe du talweg, disparition de celle-ci immédiatement après, dans la zone d’intense convection. La surface d’inversion ne réapparaît que la perturbation passée.

379La comparaison de la courbe de sondage du 14 à 0 000 TU, successivement avec celles du 15 (0 000 TU et 1 200 TU) indique que le réchauffement s’opère ensuite petit à petit mais que la température du 14 à 0 000 TU n’est pas encore dépassée en tous points le 15 à 1 200 TU. Ce qui revient à dire que le réchauffement à l’avant du talweg est bien un fait important.

380Il faut dire pourtant que la superposition de ces faits à ceux qui découlent de l’analyse de la courbe θ’W soulève des difficultés. Les réactions ne sont, en effet, pas exactement les mêmes et les conclusions difficiles à concilier. Car si la courbe d’état indique le refroidissement, la courbe û’W suggère à l’arrière du talweg une poussée chaude. En envisageant cette dernière, on constate même (sauf sous 800 mb) un réchauffement progressif à partir de l’Ouest du talweg. L’Est y étant le plus chaud et de loin, en même temps d’ailleurs que le plus humide.

381Certes, les tendances ne sont pas ici absolument contradictoires avec celles des courbes de sondage, en ce sens que, mis à part le refroidissement de l’air au plus près et à l’arrière du talweg, on retrouvait dans ces courbes, un léger réchauffement après le passage de l’axe. Dans les ondes qui semblent intégrer des advections chaudes postérieures, le fait général demeure pourtant le réchauffement massique dès l’instant, et même avant l’instant où intervient le refroidissement de l’air à la chute des pluies.

382Nous voyons donc bien surgir les difficultés. L’interprétation cinématique (par courbes de sondage) et celle qui implique les masses d’air advectives (appuyée sur la courbe θ’W) restent possibles pour le même cas — en même temps d’ailleurs que les événements relevés semblent contradictoires.

383Il est vrai que la courbe θ’W peut elle-même traduire l’évolution cinématique des masses d’air. C’est ce que nous allons voir. Mais une nouvelle difficulté surgit alors car cette position amène à ignorer l’influence possible des advections. En outre, elle ne répond pas à la question du réchauffement de la θ’W quand la courbe de sondage réagit en sens inverse. L’objection majeure : élimination de tout critère advectif, peut cependant être à son tour contournée, du moins en partie.

384Envisageons donc les réactions de la θ’W dans l’évolution cinématique d’une masse d’air. Nous dirons ensuite très succinctement pourquoi l’advection peut être éventuellement sauvegardée.

385Notre recherche de la nature thermodynamique ou cinématique des phénomènes, qu’il s’agisse des perturbations hivernales ou estivales s’appuie sur l’évolution des masses d’air. Or, Vialar89 distingue l’évolution par refroidissement à la base, l’évolution par réchauffement à la base, l’évolution cinématique. Dans la mesure où nous avons cherché à détecter aux Antilles le conflit de masses d’air advectives de qualités différentes, nous nous sommes référé à la seconde distinction, soit que le réchauffement ait été très loin en altitude-masses d’air équatoriales — soit qu’il n’ait affecté que les basses couches en maintenant des valeurs relativement basses à la θ’W en altitude, masses d’air polaires venues de l’Océan et aussi du continent nord-américain.

386Cette attitude découle du fait que la « θ’W ne varie que lorsqu’il y a échange de chaleur entre la particule d’air à laquelle elle se rapporte et le milieu environnant » et qu’elle est « commode pour suivre le sort des quantités de chaleur échangées entre les masses d’air et la surface sous-jacente »90.

387Les modifications successives de la θ’W reconnues à divers niveaux en une station déterminée nous autorisaient donc bien à y voir le témoignage du passage de masses d’air d’origines et de cheminements très divers, et la juxtaposition de deux styles successifs différents, le conflit entre deux masses d’air. Les raisons pluviométriques de ce conflit pouvaient alors nous être suggérées par la position horaire des pluies à l’égard des structures massiques successivement rencontrées. Cette interprétation a été assortie du soin que nous avons pris de la situation des centres d’action émissifs et de la direction des flux impliqués à leur arrivée sur les îles. Ceci, pour éviter, dans la mesure du possible, l’inconvénient résultant de la possible évolution cinématique des masses d’air. Nous avons signalé ce point plus haut91, le moment est venu d’y revenir en détail.

388La θ’W ne réagit pas uniquement sur une station en fonction de la nature thermique acquise et maintenue d’une masse d’air advective. L’évolution cinématique impose, elle aussi, des modifications à la « courbe bleue ». Vialar note que « lorsqu’une masse d’air se déplace sur une surface de température voisine de la sienne, les échanges de chaleur avec cette surface sont faibles. Néanmoins cette masse d’air peut continuer à évoluer par échange de chaleur entre ses différentes couches. Cette évolution est commandée par les mouvements verticaux subis par la masse d’air et associés à la convergence ou à la divergence horizontale »92.

389Comment varie alors la θ’W en fonction de ces événements ?

390« La divergence horizontale et la subsidence qui l’accompagne ont pour effet de stabiliser la masse d’air et, par suite, d’empêcher les échanges verticaux de chaleur. Il en résulte que la courbe de la θ’W. n’évolue pas et conserve par conséquent l’allure acquise lors de l’évolution antérieure de la masse d’air. Par contre, la courbe de sondage s’écarte de la courbe de la θ’W par suite de la diminution d’humidité relative accompagnant la subsidence »93. Ainsi, si, du fait de la subsidence, il y a assèchement de la masse d’air, cet assèchement ne se traduit pas par un appui vers la gauche de la courbe de la θ’W. Toute disposition concernant celle-ci reste celle de la masse d’air advective initiale dans laquelle a lieu le phénomène de subsidence. Il n’y a donc, au moment d’une subsidence, aucun « refroidissement massique »94.

391Vialar note par ailleurs que « la convergence horizontale favorisant les échanges de chaleur à l’intérieur de la masse d’air a pour effet de diminuer la décroissance de la θ’W. avec l’altitude. Par suite du soulèvement des couches supérieures de la masse d’air dû à la convergence horizontale, celles-ci se rapprochent de la saturation ; il en résulte que la courbe de sondage se rapproche progressivement de la courbe de la θ’W dans ces couches »95. Si le phénomène de convergence est suffisamment important, « la convection s’établit dans toute l’épaisseur de la masse d’air… la θ’W est [alors] constante avec l’altitude et la courbe de la θ’W devient verticale » (95). Quant à la courbe de sondage elle est « voisine de la courbe de la θ’W » (95). La θ’W correspond à ce moment à un fort réchauffement massique. C’est la structure de l’air chaud et humide de « poussée de Z. I. C. » par exemple, avec θ’W située nettement à la droite de l’adiabatique saturée 20°.

392Que le foyer de convergence disparaisse (en s’éloignant vers l’Ouest) et l’on doit retrouver les conditions traduites par une courbe de la θ’W caractérisant la masse d’air advective initiale (celle à l’intérieur de laquelle ont eu lieu les processus cinématiques).

393Ainsi, le passage de noyaux isallobariques en air homogène doit amener successivement, et par des processus cinématiques, l’évolution suivante de la courbe de la θ’W (voir la figure 280). Il ne sera pas possible alors de parler, dans ce cas, de poussée chaude (au sens d’advection chaude) entre a et b et de poussée froide (au sens d’advection froide) entre b et c, c traduisant simplement la structure du flux général.

394Le fait est que ce schéma est souvent réalisé, ce qui confirme bien la crainte que nous avons déjà formulée d’attribuer à la thermodynamique ce qui est le fait de la cinématique, et la nécessité où nous avons été de suivre l’évolution des centres d’action émissifs de masses d’air chaque fois qu’une modification intervenait dans la courbe de la θ’W.

395Le point de vue advectif, au moins dans le cas de la convergence, ne saurait cependant être ignoré. Une masse d’air convergente (processus cinématique) connaît un réchauffement de la θ’W. Or, le réchauffement propagé de bas en haut se fera d’autant mieux que la masse d’air impliquée par le processus cinématique sera plus chaude à la base. D’où, recours à la méridionalité de la source et au parcours océanique aux basses latitudes. Ainsi rétabli, le critère advectif redonne tout son poids à la notion d’advection d’origine équatoriale ou australe à l’arrière d’une onde de l’Est active.

ONDES DE L’EST ET DEFORMATIONS DU FLUX

396L’onde de l’Est en tant que talweg dans le courant d’alizé correspond normalement à un changement de direction horizontal dans le flux : flux de S.-E. à l’arrière du talweg, de N.-E. à l’avant. C’est bien ce qui résulte de l’analyse des vents entre le 13 et le 15 juillet 1961 (fig. 275). C’est ce que nous retrouvons assez fréquemment dans les coupes de vent.

397Or, l’onde de l’Est considérée comme une sinusoïde peut être analysée à partir du théorème du tourbillon, exactement comme l’a été l’onde d’altitude du courant d’Ouest. Il est possible d’en déduire les lieux de divergence et de convergence qui apparaissent dans la disposition reconnue par les auteurs à partir des isallobares.

398Soit la sinusoïde d’un flux se dirigeant d’Est en Ouest dans l’hémisphère Nord, aux latitudes tropicales (fig. 281). Entre A et B, le tourbillon relatif ne varie pas (ζ), le flux étant à peu près rectiligne. La déviation de Coriolis diminue par contre (f ↘), le flux se dirigeant vers l’Equateur. Pour que la formule , soit respectée, il faut Il y a divergence.

399De B en C, la latitude restant à peu près constante, f ne varie pas mais la courbure anticyclonique que prend le flux correspond à une diminution du tourbillon relatif, ce qui impose Il y a divergence.

400En C D on a . Il y a convergence.

401En D E (ζ courbure cyclonique), on a Il y a convergence.

402Le cycle reprend ensuite : E F, divergence, — F G, divergence, etc.

403Si l’on considère la ligne de talweg T à travers laquelle le flux respecte la disposition reconnue dans l’onde de l’Est, on aboutit bien à la divergence à l’avant et à la convergence sur le talweg et à l’arrière.

404Il est possible d’évaluer par le calcul l’épaisseur comparée de la couche d’air humide dans la crête précédant le talweg ou lui succédant, et au creux de celui-ci. H. Riehl étudie le cas d’un vent de 10 mps qui passe par talwegs et crêtes de sorte que le rayon de courbure du flux anticyclonique soit de 1 000 km, le rayon de courbure du flux cyclonique de 1 000 km également. L’air passe, dans son mouvement sinusoïdal, de 15 à 20° de latitude. Il apparaît dans ces conditions que l’épaisseur de l’air humide est deux fois plus grande dans le talweg que dans la crête96.

405La convergence et la divergence peuvent résulter d’ailleurs de plusieurs dispositions possibles des flux en vitesse et en direction. Ce que traduisent les lignes de flux (streamlines) et les lignes d’égale vitesse du vent (isotachs). Les cartes de lignes de flux construites à partir des isogons (lignes d’égale direction des vents) peuvent être comparées aux cartes d’isotachs97. Il existe en fait plusieurs méthodes de reproduction des lignes de flux (ou de courant). La méthode la plus commune est celle qui permet de représenter avec un seul réseau de traits, directions et vitesses98.

406Nous n’avons pas cru devoir nous livrer systématiquement à l’élaboration de tels documents. Tout d’abord notre domaine d’étude n’offre pas toujours un réseau de vents suffisant, surtout à l’Est, pourtant capital. En outre et surtout, les situations n’étant jamais très compliquées, il est facile de raisonner directement à partir des directions et de la vitesse des vents. Rappelons encore à ce sujet que les prévisionnistes de la Caraïbe orientale (français et américains de Porto Rico) ne travaillent pas sur des cartes de lignes de flux. Simplement, ils tiennent grand compte de l’évolution des vents sur les documents habituels.

407C’est à cette analyse des vents que nous allons nous livrer maintenant dans un cas particulier, après avoir remarqué que les pluies en 1956 sont le plus souvent liées à des accélérations de vitesses (série de figures 248). Notre étude de l’onde de l’Est a déjà fait apparaître aux Grandes Antilles quelle multiplicité probable d’événements revêt le terme et de ce fait combien cette perturbation est difficile à cerner. Or, un fait doit s’ajouter encore à ce qui précède. Parmi les perturbations en vague se déplaçant sur les Antilles d’Est en Ouest, il en est qui ne revêtent pas le changement de direction dans les vents, requis par la théorie du talweg. Il en est ainsi en particulier à l’arrière d’ondes d’origine polaire indiscutable. Il peut en être de même lorsque la perturbation découle d’une remontée de Z. I. C. La notion cinématique n’en est pas moins présente.

408Nous savons que la poussée de Z. I. C. du 9 septembre 1962 donne naissance à une onde de l’Est (fig. 269). Or, les vents semblent bien indiquer la nature cinématique de cette perturbation (fig. 282). Pour l’établir, utilisons les flux à 700 mb. Certes, une cause d’erreur est dans le choix d’une surface isobarique et non équipotentielle. Le résultat est en effet faussé par l’altitude inégale des vents impliqués. Mais les différences sont suffisamment faibles pour qu’on puisse les comparer. Par ailleurs nous admettrons que toute convergence à ce niveau équivaut à une ascendance.

409Le 10 (0 000 TU), l’onde détachée de la Z. I. C est au Nord des Petites Antilles. Les vents d’Est y sont de 35 nœuds tandis que dans leur prolongement, au-dessus de Porto Rico, ils ne sont plus que de 20 nœuds.

410Le 11 (0 000 TU), l’onde signalée sur les cartes synoptiques s’est déplacée vers l’Ouest (elle passe alors au-dessus de la République dominicaine). Or, la discontinuité des vitesses à 700 mb esquissée la veille est en disposition identique. On relève en effet par vents d’Est, 15 nœuds sur Kingston et 30 nœuds sur Santo-Domingo, de même que sur la moitié Nord des Petites Antilles.

411Le 12 (0 000 TU), cette ligne de discontinuité cinématique perpendiculaire au flux général se maintient à peu près dans les mêmes parages que la veille. Les vents d’Est sont de 10 nœuds à Kingston et de 25 nœuds à Santo-Domingo. A ce moment, il est d’ailleurs possible d’établir la discontinuité des vitesses dans un cadre très général et de la superposer approximativement au talweg tracé par les météorologistes sur la carte synoptique. Santo-Domingo, Porto Rico et Curaçao sont dans un flux d’E.-S.E. de 20 à 25 nœuds. Au-delà, vers l’Ouest, Miami, l’Est de Cuba et la Jamaïque se trouvent dans un flux d’E.-S.E. de 10 nœuds. Une surge-line méridienne va donc bien, comme le talweg d’Est des météorologistes, des Grandes Antilles au Venezuela.

412Ainsi, si, au moment où l’onde équatoriale se détache de la Z. I. C. à la latitude des Petites Antilles il y a vraisemblablement effet massique, celui-ci a toutes chances de disparaître au bénéfice d’un effet de convergence purement cinématique par la suite. Ces variations de vitesse propagées vers l’Ouest dans le sens du courant font par ailleurs penser aux vagues de Freeman99. Ce qui semble indiquer que de tels phénomènes pourraient se produire ailleurs que là où on les a décrits (Nouvelle-Guinée).

4. — CONCLUSION SUR L’ONDE DE L’EST : LE SCHEMA

413Le schéma cinématique ne détruit pas les processus thermodynamiques que nous avons admis au sein de l’onde de l’Est.

414Le caractère frontal au départ est reconnu par beaucoup. C’est en ce sens que l’on peut affirmer l’existence d’ondes froides (surtout hivernales) et d’ondes chaudes (surtout estivales). Remarquons à ce sujet que lorsque nous avons impliqué dans la réalisation d’une perturbation d’Est l’advection d’une masse d’air de qualité définie, nous avons intégré l’analyse de la courbe de la θ’W dans le contexte fourni par les cartes synoptiques et les directions de flux. Dans la mesure du possible nous avons exploité les cas révélant, par les R.S., des limites de masses d’air indiscutables. Nous avons donc appuyé ces conclusions sur la notion d’origine et de parcours de ces masses d’air.

415Ceci dit, il n’y a aucune possibilité de dissocier véritablement les conceptions « massiques » des conceptions « cinématiques ». Nous l’avons suggéré lors de l’analyse des Grandes Antilles, aussi bien pour les ondes du courant d’Ouest que pour les ondes de l’Est. Pour ces dernières il est possible d’apporter de nouvelles précisions, surtout en envisageant les poussées d’origine équatoriale. En effet, nous pouvons confondre ici les poussées de Z. I. C. et les advections méridiennes ou subméridiennes à l’arrière des ondes. De telles poussées peuvent être considérées comme « massiquement » chaudes (appui de la courbe θ’W. vers la droite avec valeur supérieure à 20° sur toute l’épaisseur de la troposphère) à la fois à partir des raisonnements cinématique et thermodynamique. Cinématique tout d’abord.

416Dans , l’air de Sud est à peu près rectiligne. ζ ne varie donc pas. Il a un parcours à peu près méridien ou de S.-E. Donc/augmente, ce qui implique , c’est-à-dire la convergence.

417L’air équatorial (ou austral) peut être ainsi considéré à son arrivée sur les Antilles comme un air d’évolution cinématique très convergent de type Km (masse d’air cinématique de mélange)100. Pour que le réchauffement de la courbe θ’W soit tel que celle-ci devienne verticale (en même temps que l’humidification se produit à tous les niveaux), il a fallu que la chaleur des basses couches se propage de proche en proche en altitude par convection.

418Mais il faut bien admettre que cette chaleur n’a pu imposer cette évolution que par le fait de son importance. Et celle-ci est à son tour liée à une origine très méridionale du flux et à son long parcours océanique aux très basses latitudes. En sorte que, même dans ce style cinématique, la qualité de la masse d’air advective et son déplacement ne peuvent être ignorés. Que la poussée arrière de Sud de l’onde impose un réchauffement à caractère cinématique n’exclut pas du tout le point de vue thermodynamique qui résulte de l’origine très méridionale de la masse d’air et de son histoire maritime équatoriale.

419D’une façon générale, les incessantes modifications de la courbe θ’W en période estivale font penser aux effets cinématiques du réchauffement, aux interventions initiales des masses d’air chaudes ou froides, mais aussi aux arrivées chaudes ou froides occasionnées par les perturbations elles-mêmes.

420Ainsi, à l’avant d’un talweg d’Est il doit y avoir finalement combinaison de la divergence et de l’advection d’un air venant de régions plus fraîches que celles vers lesquelles il se dirige, exactement comme il y a à l’arrière, nous venons de le voir, convergence et advection d’un air venant de régions plus chaudes que celles vers lesquelles il s’en va. C’est dans cet ordre d’idée que les cyclones tropicaux, indépendamment des conditions de leur formation, attirent à l’arrière l’air chaud équatorial (et convergent) et à l’avant l’air frais (et subsident). D’ailleurs, les R. S. réalisés dans les systèmes de circulations cycloniques font apparaître des différences massiques importantes qui ne sont pas le fait de processus purement cinématiques. Les advections interviennent certainement avec injection de masses d’air dont les qualités sont acquises. Ce qui revient à l’inclusion dans les cyclones de phénomènes thermodynamiques.

421Il ne faut donc pas chercher à expliquer les événements par un critère unique. Les critères cinématiques l’emportent, certes, sur les autres, mais il y aurait exagération à ignorer le rôle des contrastes thermiques, en particulier dans le déclenchement et l’activité des ondes de l’Est.

422Ce qui nous ramène aux trois types d’ondes de l’Est déjà citées lors de l’étude des Grandes Antilles :

• ondes à poussées froides majeures.

• ondes à poussées chaudes majeures.

• ondes à processus cinématiques majeurs.

423Toutes trois peuvent se retrouver en été sur les îles ; les deux dernières à coup sûr.

C) LES INFLUENCES FROIDES

424Les ondes froides d’Est estivales dont il a été question plus haut ne sont qu’un cas particulier parmi les influences froides qui ont été décrites dans d’autres circonstances. Nous retrouvons, en effet, en été, des pluies par alizé actif issu du noyau anticyclonique des Açores (A3) ou de l’anticyclone atlantique (AA) et, éventuellement du noyau des Bermudes (À2). Comme en hiver, il est admissible de reconnaître là, au moins pour partie, l’intervention de discontinuités polaires. Ces situations ont toutes chances d’être valables aux changements de saison : juin, à la fin des transgressions froides hivernales et surtout octobre-novembre (alors que ces dernières reprennent l’offensive). Or, c’est à ce moment qu’elles doivent être accompagnées des autres styles de poussées froides connues, et sur lesquelles nous allons insister ici :

• poussées d’altitude.

• fronts froids d’Ouest passés à Nord sur les Petites Antilles et plus ou moins dégénérés en surge-line.

• interférence de poussées froides avec la Z. I. C.

1. — POUSSEES FROIDES D’ALTITUDE : JUIN 1956

425De très fortes pluies tombent du 15 au 17 sur Porto Rico et les Petites Antilles. Les précipitations sont particulièrement sévères et prolongées au Nord de ce domaine qui est affecté, par ailleurs, par des orages. La sévérité du temps est telle sur Porto Rico que durant les trois jours, la couverture nuageuse y est totale. La durée de l’insolation est nulle les 15 et 16 à Gustavia. Ces conditions perdent de leur rigueur au fur et à mesure que l’on va vers le Sud.

426Ce très mauvais temps résulte, au départ, d’une invasion froide d’origine polaire située en altitude. L’advection a provoqué le 15 « une zone dépressionnaire complexe sur la côte Nord du Venezuela et la moitié Sud de la mer Caraïbe » (R. M. T.). Cette zone dépressionnaire orageuse s’éloignera ensuite vers l’Ouest. Il est intéressant de remarquer qu’au Raizet les fortes pluies du 16 interviennent en grande partie (47,8 mm) dans les 5 heures qui précèdent le R. S. fortement convergent de 23 h 10 (heure locale), R. S. qui correspond par ailleurs à un flux de S.-E. à Sud du niveau de la mer à 12 000 m. De plus, ce flux répond à une forte accélération des vitesses.

427Ainsi nous trouvons-nous en présence d’une perturbation complexe. Il est vraisemblable que l’injection froide a crée une instabilité verticale puissante génératrice de pluies, et qu’elle a été à l’origine d’une circulation dépressionnaire à son tour pluvieuse. On peut admettre, en tout cas, à un moment de l’année déjà avancé, le mélange d’airs de natures très différentes (polaire et tropical), d’où il résulte l’instabilité généralisée.

2. — FRONT FROID ET SURGE-LINE

428Nous avons emprunté à l’extrême fin de la période qui nous préoccupe en ce moment, un exemple de front froid pluvieux pour l’inclure dans la description des Petites Antilles hivernales. Or, lorsqu’ils arrivent sur l’arc oriental, les fronts tendent à s’effacer le plus souvent, quitte à conserver leurs caractères en altitude. Ils sont alors à l’origine de surge-lines, les dispositions cinématiques prenant d’autant mieux le pas que la circulation polaire s’enfonce plus avant dans une région chaude égalisatrice.

429Nous allons insister ici sur ce caractère cinématique, bien qu’il demeure une fois encore inséparable de contrastes thermiques.

430A. Guilmet a signalé les vents forts qui soufflent de N.-E. à Est à la périphérie des anticyclones mobiles issus de l’Amérique du Nord101. Ils se déplacent derrière un front qui évolue d’W. en E. sur les Grandes Antilles et du Nord au Sud sur les Petites. Au Sud et à l’Est de ce front règnent des vents faibles d’origine tropicale dirigés par le centre des Açores. Il apparaît donc entre ces deux systèmes de circulation parallèles, non seulement une différence thermique mais aussi de vitesse. Les vents revêtant la même direction, s’établit donc entre eux une surge-line.

431De fortes pluies tombent les 22 et 23 novembre 1955 en Guadeloupe (66,8 et 74,7 mm au Raizet, — 66,5 et 25,8 mm à la Désirade) et en Martinique (entre autres 75,9 mm le 22 à l’aérodrome et 44,1 mm à Fort-de-France-Desaix). A ce moment, passe sur les îles un front froid à peu près stationnaire et en voie d’effacement. Il est lié à un fort anticyclone bermudien résultant lui-même de processus polaires. Cette ligne de discontinuité est encore thermique mais elle est aussi cinématique. La carte du 23 à 1 800 TU (figure 283) (1 400, heure locale) l’indique entre Guadeloupe et Martinique. Or, sur la première de ces îles, les vents de N.-E. sont de 25 nœuds, sur la seconde, avec la même direction, ils ne sont que de 10 nœuds. Ces vents sont significatifs de conditions plus générales. Plusieurs relevés dans la bordure Sud de l’anticyclone des Bermudes indiquent un flux de N.-E. de 25 nœuds, plusieurs relevés au Sud de la ligne révèlent un flux parallèle au précédent, proche de lui, mais de 10 nœuds.

432Le front conçu comme une surge-line peut donc être traduit de façon cinématique avec localisation, à partir de ce seul point de vue, de la zone de mauvais temps.

433Une fois encore, nous retrouvons, sans contradiction, l’alternative thermodynamique et cinématique.

434De telles surge-lines découlant de processus polaires constituent le cas sans doute le plus fréquent de ce style de perturbation.

3. — INTERFERENCE DE POUSSEES FROIDES AVEC LA Z. I. C.

435C’est un aspect dont il a été question plus haut. La forte avancée d’un front froid aux basses latitudes peut provoquer une dépression qui attire la Z. I. C. vers le Nord. Il en résulte une convergence très active, avec pluies susceptibles de s’étendre de Trinidad à Gustavia.

436G. Sinthe et R. Martin ont décrit l’exemple de fin octobre, début novembre 1961. Il tombe le 31 octobre, 36,3 mm à Gustavia et 40 mm en moyenne en Martinique (Fort-de-France-aérodrome, Fort-de-France-Desaix, Morne des Cadets). Or, un front froid arrive jusque dans les parages de la Guadeloupe le 1^er novembre. Une dépression est greffée sur ce front. On la trouve sur la carte synoptique du 1^er novembre à 0 000 TU à 700 et à 500 mb (fig. 284). C’est à ce moment que la Z. I. C. remonte jusqu’au 15^e. La dépression résultant de la pénétration du front polaire aux basses latitudes a provoqué la remontée de la Z. I. C. et une aggravation de la pluviosité sur la Martinique.

437Le R. S. du 30 octobre à 0 000 TU (fig. 284), au Raizet, réalisé avant ces événements montre la descente froide en altitude superposée à l’alizé. Le 1^er novembre (0 000 TU) (fig. 284), la circulation est d’W.-S.W. à tous les niveaux, sauf aux plus bas où elle est de S.-S.W. Cette circulation s’explique dans son ensemble par la présence de la bordure méridionale de la dépression épaisse une fois réalisée. Le flux de S. à S.-W. des bas niveaux est en accord avec un fait habituel. G. Sinthe et R. Martin indiquent que la dépression due à ce type de temps entraîne la formation d’une houle de S.-W. qui occasionne souvent des dégâts sur toutes les côtes caraïbes. Le R. M. T. d’octobre 1961 signale justement le 31 sur les Antilles françaises du vent de S. à S.-W. avec houle de S.-W. (ce que traduit bien le R. S. du 1^er novembre, 0.000 TU).

4. — CONCLUSION SUR L’INTERVENTION FROIDE

438A. Théveneau note que « le régime des perturbations mobiles d’Est s’atténue en octobre et novembre »102. Or, c’est le moment de la culmination pluviométrique. Nous savons que la courbe d’état moyenne d’octobre du Raizet traduit une instabilité conditionnelle, que ne reflètent plus les mois secs qui suivent, et qui l’emporte même sur l’instabilité des autres mois de l’hivernage103. Il faut voir dans cette situation, à côté du maintien de l’influence tropicale, la réapparition de l’intervention polaire.

439Le retour à la bipartition anticyclonique subtropicale fait réapparaître le couloir méridien le long duquel s’écoule l’air froid, sous forme d’advection d’altitude et de migration de fronts froids.

440Dans le même temps, ce couloir méridien provoque sur la Z. I. C. une « vaste dépression stationnaire entre la Guyane et les Antilles ». Cette zone de « marais barométrique » est alors « le siège d’une convection généralisée intense et elle est responsable de la pluviométrie considérable observée en automne »104.

441Il faut admettre cependant que c’est bien quand il y a interférence de deux systèmes : système équatorial et système polaire, qu’il y a pluies maximales. Ainsi en est-il quand processus polaire et Z. I. C. se conjuguent. Il en est de même quand l’air polaire attaque le domaine antillais en altitude, et aussi quand il intervient dans les basses couches en affrontement brutal avec l’air chaud. C’est bien là la période de crise avec multiplication des manifestations orageuses. La circulation méridienne prolonge donc ici les conditions qui sont en septembre-octobre celles des Grandes Antilles. Elle réédite également celles que l’on trouve sur ces îles septentrionales en mai. Mais il faut dire que la massivité des pluies de hurricanes intervient également en cette saison.

442Avec la réapparition des poussées froides de fin de saison humide se termine en tout cas, là encore, le cycle. La redescente du jet stream va se préciser et avec elle le retour à l’influence majeure de la divergence inhibitrice de l’hiver.

D) CONCLUSION SUR LES PETITES ANTILLES ESTIVALES : LE SCHEMA

443Les Petites Antilles estivales doivent en premier lieu une part importante et habituelle de leurs pluies au cycle thermique diurne. On peut même affirmer que c’est ce cycle qui imprime sa marque au paysage climatologique de l’été par l’état du ciel qu’il suscite. Notre analyse rejoint en ce sens l’affirmation de A. Théveneau qui souligne que l’hivernage aux Petites Antilles est la saison « caractérisée par une répartition surtout diurne des précipitations, due au rôle important joué par la convection thermique »105.

444De leur côté, les perturbations (au premier rang desquelles il faut citer les cyclones), jouent un rôle très important dans les totaux. L’ampleur des chutes qu’elles suscitent est également un fait estival. « Certaines pluies très intenses d’hivernage peuvent durer plusieurs jours sans répit : ce sont les avalasses » indique G. Lasserre à propos de la Guadeloupe106. Nous avons vu que les remontées de Z. I. C. rendent compte d’une telle situation.

445Le fait est que les Petites Antilles estivales doivent certainement beaucoup à l’action directe ou indirecte (ondes chaudes) du front intertropical de convergence, c’est-à-dire à un phénomène limité de mousson.

446Les Petites Antilles subissent également en été les ondes de l’Est qui ne se distinguent que partiellement, selon nous, du fait précédent.

447Elles supportent enfin les poussées froides. Celles-ci, de formes diverses, peuvent aller de la simple discontinuité dans le flux alizéen à la coulée polaire directe, cette dernière apparaissant de préférence en altitude.

448Toutes ces perturbations conjuguent les processus thermodynamiques et cinématiques. Il est probable qu’ici, plus qu’aux Grandes Antilles, les derniers l’emportent finalement.

449Les grandes perturbations ajoutent donc leurs temps troublés à ceux qu’impose le rythme diurne. Mais ces perturbations apparaissent selon un rythme suffisamment lent pour que les ciels bouchés qui les accompagnent ne soient pas considérés comme le fait exclusif ou même essentiel de la saison chaude. Nous retombons sur la constatation faite à propos des Grandes Antilles. Sauf dans les parties montagneuses, l’hivernage n’est pas la période de pluies incessantes et de ciels perpétuellement altérés que l’on a bien voulu dire, d’autant que les perturbations imposent elles-mêmes de puissants effets de divergence.