b Dynamique des MPC arctiques

Aux latitudes tempérées, les MPC sont souvent associés à une convection profonde ou à des nuages de type altocumulus ou altostratus, donc à une altitude élevée. D’autre part, ce mélange d’eau liquide et de glace est microphysiquement instable et les MPC ont donc généralement une durée de vie relativement courte. En effet, lorsque les deux états coexistent à des températures inférieures à la température de condensation, la glace ayant une pression de vapeur saturante plus basse que l’eau liquide, les gouttes d’eau s’évaporent et relâchent donc leur vapeur d’eau dans l’atmosphère, permettant ainsi aux cristaux de grossir par dépôt de vapeur (Korolev et Field, 2008). Cette croissance des cristaux aux dépens de l’eau liquide

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renvoie à la notion de l’effet Wegener-Bergeron-Findeisen (Bergeron, 1935) et cette instabilité peut transformer les MPC en nuage de glace dans un délai de quelques heures. Les cristaux précipitent assez rapidement si leur croissance dure.

En Arctique, cependant, les MPC sont très souvent à basse altitude et peuvent avoir une durée de vie relativement longue. L’effet Wegener-Bergeron-Findeisen n’apparaît donc pas suffisamment efficace et rapide pour provoquer une glaciation massive de la couche nuageuse (Korolev, 2007). Au contraire, les pertes liées aux précipitations des cristaux de glace restent inférieures à l’apport de vapeur d’eau condensée, ce qui est probablement lié à un rapport subtil entre les efficacités respectives des noyaux de condensation et de congélation.

Figure III.16 : Modèle conceptuel d’un nuage arctique en phase mixte, d’après Morrison et al., (2012).

La figure III.16 présente le schéma d’un MPC en Arctique. Tout d’abord, les profils thermodynamiques verticaux montrent une couche d’inversion d’humidité qui coïncide avec la courbe d’inversion en température (Tjernström, 2004). Par exemple, Sedlar et al. (2011) ont trouvé que des couches d’inversions d’humidité apparaissent entre 75 et 80 % du temps en présence de MPC à basse altitude pendant l’été. L’inversion en température bloque tout

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mouvement convectif et forme donc le sommet du nuage et l’inversion en humidité est source de vapeur d’eau. Le MPC est dit découplé à la surface lorsque le gradient vertical de la température potentielle est positif, ceci signifie que l’atmosphère est stable et qu’il n’y a donc pas d’échange entre la surface et le nuage. Dans le cas contraire, la surface peut constituer une source de vapeur d’eau pour le MPC (Sotiropoulou et al., 2014). Le MPC est composé d’une partie supérieure principalement liquide constituée de gouttelettes d’eau surfondues et, en dessous, d’une couche mixte où coexistent les deux phases (Verlinde et al., 2007, Gayet et al., 2009). La couche mixte est le lieu de formation et de croissance des cristaux, des précipitations de glace sont donc fréquemment observées en dessous (De Boer et al., 2009). Le sommet des MPC arctique se situe généralement entre 500 mètres et 2 km, excepté en été (figure III.14).

Lorsqu’un MPC se forme, la partie liquide supérieure absorbe ou réfléchit le rayonnement solaire, ce qui provoque un refroidissement de la couche mixte et donc favorise la condensation. Ceci génère des flux turbulents ainsi que des mouvements d’air à l’échelle locale qui sont primordiaux pour maintenir la quantité d’eau liquide (Morrison et al., 2011). Dans le cadre de la campagne MPACE (Mixed-Phase Arctic Cloud Experiments), les travaux de Verlinde et al. (2007) ont ainsi montré que les valeurs de la vitesse verticale sont corrélées au LWC dans les couches liquides et mixtes. Dans les courants ascendants, l’humidité relative augmente par refroidissement et détente de l’air. Cette masse d’air peut alors devenir saturée par rapport à l’eau liquide, menant ainsi à la formation et la croissance simultanée des gouttes et des cristaux. Les chaleurs latentes ainsi dégagées contribuent au maintien de ces flux turbulents. Dans les courants descendants, l’air est relativement sec mais accompagné par des gouttelettes d’eau qui vont contribuer à la croissance des cristaux par effet Bergeron (si Rh < 100% et Rhi > 100%) ou par collection. De plus, l’émission infrarouge du nuage réchauffe la surface et augmente donc la possibilité de créer une atmosphère instable. Dans ce cas, le nuage est couplé à la surface, les mouvements convectifs viennent s’ajouter à la turbulence et apportent de l’humidité supplémentaire, surtout au-dessus d’une surface liquide. Si le nuage est découplé de la surface, le nuage peut perdurer sans les sources d’humidité de la surface car les flux turbulents apportent de l’humidité provenant de la couche d’inversion. On obtient ainsi un système nuageux qui s’autoalimente en humidité et qui se révèle être relativement insensible aux changements de sources d’humidité (Solomon et al., 2011, 2014). La précipitation de la neige formée dans la couche mixte constitue le principal puits d’humidité d’un MPC (Solomon et al., 2011). Cependant, c’est seulement lorsque l’air en dessous et au-dessus du nuage devient sec que les MPC commencent à se décomposer.

En plus de ces phénomènes locaux à échelle de temps rapide s’ajoutent les mouvements des masses d’air à grande distance et échelle de temps lente qui ont aussi une influence sur l’évolution des paramètres caractérisant un MPC arctique. L’advection horizontale est très souvent un puits d’humidité pour les MPC en apportant dans la zone nuageuse une masse d’air sec (Sedlar and Tjernström, 2009). De même, les mouvements verticaux à grande échelle, ou subsidence, sont connus pour influencer les quantités de chaleur et d’humidité par transport des masses d’air (Morrison et al., 2012). Si l’advection et la subsidence sont bien

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connues pour avoir un impact, celui-ci reste très difficile à quantifier notamment à cause du fait qu’il dépend de la nature des masses d’air transportées et de la météorologie générale.