Les feux de forêt au Canada > Quéstions et faits concernant les feux de forêt

FAQ (réponses aux questions fréquemment posées) sur la foudre

Introduction

La foudre est un phénomène météorologique spectaculaire, la forme de temps violent qui nous affecte le plus souvent. Ce site Web de réponses aux questions fréquemment posées vise à donner au lecteur un aperçu de base sur la foudre et à répondre aux interrogations qu’elle suscite.

1. La structure électrique de la Terre
2. La structure d'un orage
3. La génération de charge dans les nuages d’orage
4. La foudre
5. La détection de la foudre
6. Lectures conseillées
7. Travaux cités

La structure électrique de la Terre

Quelle est la charge électrique de la Terre?
La Terre agit comme condensateur sphérique avec une charge électrique nette négative d'un million de coulombs. Par contre, l'atmosphère porte une charge identique opposée (une charge positive).

La résistivité électrique de l'atmosphère diminue avec l'altitude jusqu'à environ 48 kilomètres (km). À cette altitude, qu'on appelle l'électrosphère, la résistivité devient plus ou moins constante. Il y a une différence potentielle d'environ 300 000 volts (V) entre la surface de la Terre et l'électrosphère, ce qui donne un champ électrique d'une intensité moyenne d'environ 6 volts/mètre (m) partout dans l'atmosphère. Près de la surface, l'intensité du champ électrique par beau temps est autour de 100 V/m.

Pourquoi la Terre est-elle chargée?
L'atmosphère n'est pas un isolateur parfait, donc il y a un petit courant qui coule entre l'électrosphère et la Terre. Une charge négative s'échappe de la Terre et s'accumule dans l'électrosphère. Cette charge de beau temps a un potentiel d'environ 2000 ampères (A). Sans recharge, le potentiel terrestre serait dissipé en moins d'une heure, mais la foudre accumule de nouveau la charge négative.

Combien de coups de foudre y a-t-il par jour?
Il y a quelque 2000 orages dans le monde entier en ce moment. Ces orages produisent entre 30 et 100 éclairs nuage-sol par seconde ou environ 5 millions d'éclairs par jour.

Si l'intensité du champ électrique par beau temps est autour de 100 V/m, qu'est-ce qui m'empêche d'installer deux plaques métalliques espacées de 10 centimètres afin de faire une pile électrique pour mon baladeur?
Ceci est impossible car la résistivité de l'air près du sol est de 3 giga-ohms/mètre pour une coupe transversale de 1 cm x 1 cm. La résistance interne de cette pile hypothétique serait beaucoup trop élévée et la pile ne fonctionnerait jamais.

La structure d'un orage

Qu'est-ce qu'un nuage d'orage?
La foudre est associée à l'activité convective. Les observateurs professionnels classifient la sévérité de la convection par la présence du tonnerre (et donc de la foudre). Les cumulonimbus, les nuages convectifs les plus importants, produisent communément de la foudre. On les appelle donc des nuages d'orage.

Comment se met en place la charge dans un nuage d’orage?
Le nuage d’orage classique agit comme un dipôle électrique positif, avec une région de charge positive en haut d'une région de charge négative. La base du nuage porte une faible charge positive, faisant une sorte de double-dipôle. La faiblesse de cette charge permet l'utilisation du terme dipôle positif aussi bien que double-dipôle pour décrire un nuage d’orage.

On identifie les trois centres de charge électrique par les lettres p, N, et P. La région de charge positive du haut du nuage, la région P, comprend la moitié supérieure du nuage. Au milieu du nuage se trouve la région chargée négativement, la région N. La région p, de faible charge positive, se trouve à la base du nuage. Les charges électriques des régions P et N sont approximativement égales, faisant ainsi le dipôle positif. Malan (1963) a documenté les régions p, N, et P pour un nuage d’orage typique en Afrique du Sud. Dans ce nuage, à une élévation de 1,8 km au-dessus du niveau moyen de la mer, la charge a été mesurée à +10 coulombs à 2 km, -40 coulombs à 5 km, et +40 coulombs à 10 km. Ces valeurs peuvent varier considérablement selon la topographie ainsi que d'un nuage à l'autre.

Est-ce qu'il y a un lien entre la foudre et les échos radar?
Généralement, il y a un lien entre la réflectivité radar et les éclairs à charge négative. Les sources de décharge dans un nuage se trouvent à proximité, mais pas nécessairement à l'intérieur, des zones de plus haute réflectivité (MacGorman, et al. 1983). Cette observation est appuyée par Mazur et al. (1983) et Mazur et al. (1985). Lors de deux études d'orages se préparant au large de l'île Wallops, en Virginie, Mazur a trouvé que la région d'activité électrique la plus dense était juste en avant de la zone de pluie intense, avec une réflectivité de 50 dBZ au radar météorologique. Mazur n'a pas décrit la polarité de ces éclairs, mais on infère que leur source était la région de charge négative. Lopez et al. (1990) ont également observé que la foudre la plus intense dans un orage au Colorado se produisait dans les zones de plus haute réflectivité.

La génération de charge dans les nuages d’orage

Par quel processus un nuage devient-il chargé?
Le processus par lequel les nuages d’orage acquièrent une charge n'est pas complètement compris. Il existe deux théories générales qui expliquent l'accumulation de la charge électrique nécessaire. Ce sont la théorie de la convection et la théorie de la gravitation.

La théorie de la convection veut que les ions libres dans l'atmosphère sont captés par les gouttelettes dans le nuage et sont ensuite transportés par les courants convectifs dans le nuage, produisant ainsi les régions chargées.

La théorie de gravitation assume que les particules chargées négativement sont plus lourdes que les particules chargées positivement et que la séparation se fait par la gravité.

Cette théorie de gravitation exige un processus pour l'échange d'une charge électrique entre particules de différentes tailles. Une charge peut être transférée entre particules de différentes formes par des processus inductifs et non-inductifs. Un de ces derniers, fort prometteur, est le processus glace-glace, une échange non-inductif entre les cristaux de glace et les grêlons.

L'efficacité du processus glace-glace réside dans les propriétés thermo-électriques de la glace. Un défaut cristallin (OH₃)⁺ dans la glace est plus mobile qu'un défaut (OH)^- et le nombre de ces défauts cristallins augmente avec la température. Quand des particules de glace plus chaudes rencontrent des particules froides, un défaut positif dans la particule chaude est échangé plus rapidement qu’un défaut négatif dans la particule froide, donc, la particule froide accumule une charge nette positive. Alors généralement, un grêlon ou un grain de neige relativement chaud accumulera une charge nette positive durant son trajet dans une région froide de cristaux de glace.

Les théories de génération de charge dans les nuages d’orage demeurent spéculatives. Avec le temps, la popularité de chaque processus proposé a varié. Il s'agit d'un nombre inadéquat d'expériences en laboratoire et d'observations de terrain. Il est clair qu'il n'existe pas un seul et unique processus qui peut générer toute la charge nécessaire sous toutes les conditions. Par exemple, le processus glace-glace, le plus largement accepté aujourd'hui, ne peut pas expliquer le phénomène rare de la foudre dans les nuages chauds. La recherche démontrera probablement qu'une combinaison de processus en est responsable.

La foudre

Pourquoi y a-t-il de la foudre?
L'accumulation de charge dans un nuage d’orage est une condition instable. Lorsque le champ électrique créé par l'accumulation est au voisinage de 3 à 4 kilovolt/cm dans la région de la charge négative du nuage, le percement électrique de l'air a lieu et la charge est échangée dans le nuage ou au sol. Cet échange se fait par un éclair.

Est-ce que la foudre revêt les mêmes formes ?
Il y a quatre formes de foudre. La foudre interne est celle qui relie deux points dans le même nuage. Un autre type a lieu lorsqu’une décharge atmosphérique commence dans le nuage et se termine dans l'air clair. Puis, il y a la foudre entre nuages qui relie deux nuages adjacents. Enfin, la foudre nuage-sol prend place entre le nuage et le sol.

Les décharges internes font la redistribution de la charge électrique dans le nuage. Selon Uman et Krider (1989) plus de la moitié des éclairs dans l'hémisphère nord sont de cette nature. Les décharges entre nuages et nuage-air sont moins communes. Mis à part pour l'aviation, ces trois variétés de foudre ont peu d'impacts sur l'être humain.

La foudre nuage-sol est très commune et bien documentée. Ces éclairs, qui échangent la charge entre le nuage et le sol, nous affectent beaucoup. La foudre nuage-sol cause des blessures et des mortalités, dérange les communications et le transport d'énergie et allume des incendies de forêt. En raison de ces impacts, elle a fait l’objet de nombreuses recherches.

Une décharge nuage-sol peut transférer soit une charge positive ou une charge négative, selon son origine dans le nuage. Ceci peut être déterminé par la polarité du courant dans le coup de foudre. Le tableau suivant fait état de quelques caractéristiques des décharges nuage-sol positives et négatives.

Tableau 1. Caractéristiques des décharges nuage-sol positives et négatives

Il existe aussi des décharges sol-nuage. Ces décharges sont observées à partir de gratte-ciel comme le Empire State Building, mais on ne les sépare pas dans la plupart des études.

Est-ce que la foudre descend ou monte?
La foudre fait les deux. Un éclair nuage-sol origine d’un nuage, mais il peut souvent commencer au sol, comme en font foi les structures en branche de l’éclair dans certaines photographies. La vraie réponse à la question est du côté du processus impliqué dans un éclair.

L'éclair nuage-sol négatif est composé de trois phases. Il y a le traceur par bonds, le trait de retour et finalement le traceur de dard.

Le traceur par bonds prend la forme d'une petite parcelle de charge négative qui suit la trajectoire offrant la plus basse résistance entre le nuage et le sol. Avançant par bonds de quelques dizaines de mètres de long et d'une durée de quelques microsecondes, le traceur laisse derrière lui une traînée de gaz ionisé. Entre chaque bond, le traceur fait une pause d’environ 50 microsecondes. Il peut se diviser créant ainsi des ramifications.

Alors que le traceur par bonds s'approche du sol, les électrons à la surface du sol s'éloignent du traceur, laissant une région de charge positive. Des décharges par effet couronné (des claquages diélectriques atmosphériques aussi connus sous le vocable de : « feu Saint-Elme »), se forment autour des objets élevés à la surface et s'étendent vers le traceur. À l'instant où le traceur entre en contact avec la couronne, un circuit continu est établi entre le nuage et le sol et un trait de retour puissant est déclenché. Celui-ci se propage en vague vers le nuage en empruntant la traînée de gaz ionisé laissée par le traceur par bonds et il recueille les électrons qui se trouvent le long du parcours.

Suite au trait de retour, l'éclair peut s’estomper mais s'il existe une charge suffisante dans le nuage, un traceur de dard peut descendre du nuage au sol par une voie directe. Ce traceur de dard déclenche un deuxième trait de retour.

Il peut y avoir plusieurs traits de retour dans un éclair, en moyenne 3 ou 4, et on compte en moyenne de 40 à 80 millisecondes entre chaque trait.

Est-ce que les éclairs sont positifs ou négatifs?
La décharge nuage-sol positive est moins commune que la décharge négative. Émanant d'une haute altitude dans le nuage, environ 10 % des éclairs portent une charge positive. Un éclair positif est normalement composé d'un seul coup avec un courant de longue-durée (Tableau 1). La durée du courant représente un plus grand danger d'incendie du point de vue forestier.

Il y a eu de nombreuses études portant sur les caractéristiques des décharges positives, mais en raison de la faible quantité d'observations, on ne peut pas tirer de conclusions. Il semble, pourtant, que la fréquence d'éclairs positifs augmente avec la latitude et l'élévation du terrain. Ces éclairs sont plus communs durant les tempêtes hivernales, apparemment dû au fait que si le niveau inférieur de congélation est plus près du sol, la région de charge positive sera aussi plus basse, augmentant ainsi la probabilité d'un éclair.

Les décharges positives sont plus communes dans les nuages stratiformes alors que les éclairs négatifs ont lieu plutôt dans les zones de convection prononcée. Les orages qui produisent principalement des éclairs négatifs au départ se terminent souvent avec des décharges positives quand le nuage en enclume s'aplatit.

Une théorie populaire veut que les vents horizontaux inclinent l'axe du dipôle, créant ainsi une voie pour la décharge positive, mais à date ceci n'a pas été prouvé de façon concluante.

La détection de la foudre

Comment est-ce qu'on détecte la foudre? Comment sont produites les cartes de foudre?
La plupart des services forestiers et météorologiques se servent du détecteur de foudre large bande à gachette magnétique fabriqué par la compagnie Vaisala – Global Atmospherics Inc. (GAI) de Tucson en Arizona. Le détecteur détermine l'heure et la position d'un coup de foudre par la triangulation des données captées par le réseau de magnétogoniomètres. Ces données sont emmagasinées sur bande magnétique. On peut produire des cartes qui indiquent la localisation et la polarité des coups de foudre pour une période déterminée.

Le détecteur comprend trois parties : le magnétogoniomètre, l'analyseur de position et l'unité d'affichage.

Avec son antenne à plateau horizontal et ses deux antennes en boucles orthogonales, le magnétogoniomètre détecte le champ électromagnétique émis par le coup de foudre. Les antennes sont sensibles aux bandes spectrales situées entre 1 kHz et 1 MHz. Le champ émis par le coup de foudre induit un courant dans les boucles. Il y a un rapport entre le voltage de ce signal et l'amplitude du champ magnétique qui équivaut au cosinus de l'angle entre l'antenne en boucle et la direction du coup de foudre. Une comparaison entre les amplitudes des signaux dans les deux boucles nous permet de déterminer la direction de l'éclair. L'incertitude de 180 degrés quant à la direction est résolue par l'antenne à plateau horizontal.

Le magnétogoniomètre peut distinguer entre les décharges nuage-sol et les autres formes de foudre ou l'interférence par la signature électromagnétique. Quand le traceur par bonds atteint le sol, le trait de retour produit une augmentation de voltage très abrupte. Cette hausse sépare le signal d'une décharge nuage-sol de ceux d’autres bruits électromagnétiques.

Le magnétogoniomètre transmet les données de chaque coup détecté à l'analyseur de position qui calcule par triangulation la position de l'éclair. Si l'éclair se trouve sur la ligne de base entre deux magnétogoniomètres, l'analyseur se sert aussi du rapport entre l'intensité des deux signaux.

Le détecteur de temps d’arrivée est composé de quatre antennes. La direction d’un éclair est déterminée en comparant le moment où chacune des antennes a capté un de ceux-ci.

Les récents développements ont permis à ces deux systèmes d’être fusionnés en un simple senseur appelé IMPACT.

Qu’est-ce que le Réseau national de détection de la foudre?
En 1989, le National Lightning Detection Network ™ (NLDN) a été mis sur pied. Il a combiné de nombreux petits réseaux de détection de la foudre en un seul et même système intégré national. Celui-ci est géré par Vaisala-GAI et comporte plus de 100 senseurs avec une efficacité au niveau de la détection d’un ordre entre 80 et 90 % pour les éclairs ayant des courants maxima de 5 kA ou plus. Les données portant sur les éclairs sont traitées à chaque 30 secondes et des cartes sont produites illustrant l’activité accumulée de la foudre. La compagnie Vaisala-GAI gère aussi le Réseau canadien de détection de la foudre pour le compte d’Environnement Canada. On doit débourser des frais d’utilisation pour pouvoir avoir accès à l’un des deux systèmes.

Pour de plus amples informations sur le volet américain de ce système, veuillez consulter le site Web de la compagnie Vaisala-GAI au : http://www.lightningstorm.com. Quant au Réseau canadien de détection de la foudre, veuillez vous rendre sur le site Web d’Environnement Canada au : http://weatheroffice.ec.gc.ca/lightning/index_f.html

Lectures conseillées

Cette liste comprend des ouvrages généraux et des périodiques qui expliquent les concepts de base sur la foudre et l'électricité atmosphérique. Ils devraient normalement être disponibles auprès des bibliothèques universitaires ou collégiales.

La majorité des livres sont un peu vieux, mais les plus récents et complets sont ceux écrits par le Dr. Uman. Son excellent livre « All About Lightning » aborde ce sujet pour un public fréquentant le premier cycle de l’école secondaire. Il donne des réponses spécifiques, est bien illustré, et ce, à un prix abordable.

L'ouvrage académique incontournable s’intitule « The Lightning Discharge » toujours par le Dr.Uman. Ce livre couvre tous les aspects de la foudre et renferme de nombreuses références.

Chalmer, J.A. 1967. Atmospheric electricity. Pergamon Press, New York, NY.

Golde, R.H., ed. 1977. Lightning Vol. 1. Physics of lightning. Academic Press, London. UK.

Malan, D.J. 1963. Physics of lightning. The English Universities Press Ltd., London. UK.

Mason, B.J. 1971. The physics of clouds. Clarendon Press, Oxford. 671 pp.

Uman, M.A. 1969. Lightning. McGraw Hill, New York, NY.

Uman, M.A. 1986. All about lightning. Dover Publications, Inc., New York, NY.

Uman, M.A. 1987. The lightning discharge. Academic Press, Orlando, FL.

Viemeister, P.E. 1972. The lightning book. MIT Press, Cambridge, MA.

Williams, E.R. 1988. The electrification of thunderstorms. Scientific American 259(5).

Travaux cités

Lopez, R.E.; William, D.O.; Ortiz, R.; Holle, R.L. 1990. The lightning characteristics of convective cloud systems in Northeastern Colorado. Pages 727-731 dans 16th Conference on Severe Local Storms and Conference on Atmospheric Electricity, Octobre 22-26, 1990, Kananaskis Village, Alberta. American Meteorological Society, Boston, MA.

MacGorman, D.R.; Rust, W.D; Taylor, W.L. 1983. Cloud-to-ground lightning in tornadic storms on 22 May 1981. Pages 197-200 dans 13th Confernece on Severe Local Storms, Tulsa, OK. American Meteorological Society, Boston, MA.

Malan, D.J. 1963. Physics of lightning. The English Universities Press Ltd., London. UK.

Mazur, V.; Rust, W.D.; Gerlach, J.C. 1983. Lightning flash density and storm structure. Pages 207-210 dans 13th Confernece on Severe Local Storms, Tulsa, OK. American Meteorological Society, Boston, MA.

Mazur, V.; Rust, W.D; Gerlach, J.C. 1985. Evolution of lightning flash density and reflectivity structure in a multicell thunderstorm. Pages 363-367 dans 14th Conf on Severe Local Storms, Indianapolis, IN. American Meteorological Society, Boston, MA.

Uman, M.A.; Krider, E.P. 1989. Natural and artificially initiated lightning. Science 246: 457-464.

Kerry Anderson
Centre de foresterie du Nord, Service canadien des forêts,
Ressources naturelles Canada
5320, rue 122
Edmonton (Alberta) Canada
T6H 3S5
kandersonrcan.gc.ca
(780) 435-7320

Mise à jour: 2006-07-05

Avis importants