1. Introduction
L'air chargé d'humidité est forcé de monter par les chaînes de montagnes, ce qui le refroidit. Selon le mécanisme décrit ci-dessus, les précipitations se produisent en fonction de la pente exposée au vent de la montagne et durent généralement plus longtemps. L’intensité des pluies et la quantité de précipitations augmentent généralement avec l’altitude au-dessus du niveau de la mer. Sur le versant sous le vent des montagnes, l'air est souvent sec et on y enregistre en moyenne de faibles précipitations, ce qui dans les cas extrêmes peut conduire à des zones arides avec formation de steppes sèches dans certaines régions du monde. Exemples : Cordillère américaine dans les États de l'Oregon et de Washington dans l'ouest des États-Unis, avec de fortes précipitations du côté Pacifique et la formation de forêts tropicales et de steppes sèches à l'est dans la province du Bassin et de la Chaîne. La région désertique du Sinkian, dans l'ouest de la Chine, est également due à l'isolement des fronts de pluie venant d'Inde par l'Himalaya, qui faisait auparavant de la région d'Assam, dans le nord de l'Inde, du côté exposé au vent, l'une des zones les plus humides de la planète.
2.0 Paramètres de précipitations
Les paramètres de précipitation suivants (avec des unités spécifiées) sont importants :
2.1. Profondeur des précipitations H
Hauteur de la colonne d'eau [mm] si la pluie était collectée dans un récipient plat avec la même surface de base (que la zone de collecte). Les pluviomètres sans enregistrement mesurent la quantité de précipitations entre deux relevés.
2.2. Intensité de la pluie R
Variation temporelle de la profondeur des précipitations [mm/min] ou [l/(s • ha)]. L'intensité des pluviomètres est déterminée par la pente de la ligne totale des précipitations.
2.3 Durée de la pluie T
Durée [min, h] du début à la fin des précipitations. La définition précise du début ou de la fin de la pluie peut parfois être difficile dans les cas de pré- ou post-pluie très faible.
2.4 Temps de séchage Tt
Lors de la simulation des charges polluantes dans les réseaux d'égouts dues à la pluie, le temps de séchage précédent [min, h, j] est important car il détermine l'accumulation de polluants à la surface et dans le réseau d'égouts, qui seront emportés lors des prochaines pluies. Le temps de séchage est également important pour la gestion du stockage dans les systèmes de stockage.
3.0 Répartition des précipitations tout au long de l'année
Cet aspect est important pour l’agriculture et le stockage. Dans le domaine de l'ingénierie des eaux urbaines, l'ensemble du modèle de précipitations, y compris les périodes sèches, peut également servir de variable d'entrée pour les simulations de ruissellement à long terme. Les événements pluviométriques caractérisés uniquement par une quantité de précipitations et une durée sont appelés événements pluviométriques en bloc. Les événements pluviométriques synthétiques, dont l'intensité est déterminée, par exemple, selon des modèles pluviométriques typiques mesurés ou à l'aide de méthodes statistiques, sont inclus dans les procédures hydrologiques (par exemple dans les modèles pluie-débit) sous le nom de « précipitations modèles ». \ß
4.0 Méthodes de mesure ponctuelle des précipitations
4.1. Considérations générales
Les précipitations sont généralement mesurées directement en un seul point (à l'exception des méthodes intégrales ou surfaciques directes telles que la mesure laser optoélectronique ou le radar météorologique, voir chapitre 4.5). Étant donné qu'en fin de compte, seules les précipitations surfaciques dans une région ou un bassin versant intéressent l'hydrologue, la mesure ponctuelle des précipitations doit ensuite être extrapolée à une zone à l'aide de méthodes statistiques (voir chapitre suivant).
4.2.0 Pluviomètres
Les pluviomètres ou pluviomètres Hellmann sont utilisés pour mesurer la pluie. Ces derniers temps, de plus en plus de pluviomètres avec stockage électronique de la quantité de précipitations et/ou transmission à distance des données de mesure sont utilisés. Les principales caractéristiques du pluviomètre Hellmann sont une zone de collecte de 200 cm2 et une configuration qui peut être soit à 1 m au-dessus du sol (mieux pour les mesures de chutes de neige) soit au niveau du sol (mieux pour la pluie).
4.2.1 Pluviomètre
Le pluviomètre mesure la quantité de précipitations entre deux vidanges. La résolution temporelle est directement liée à la fréquence des lectures. Les lectures quotidiennes à la même heure sont habituelles. Bien sûr, seules les précipitations sur 24 heures peuvent en être le résultat. Un pluviomètre qui recueille les précipitations sur de longues périodes est appelé un totalisateur.
4.2.2.Pluviomètre
Les pluviomètres enregistrent la hauteur du niveau d'eau dans un récipient de mesure au fil du temps en transférant le niveau d'eau sur une bande de papier via un flotteur et un enregistreur. Après avoir rempli l'appareil de mesure, le contenu est aspiré, l'affichage revient à 0 et le processus de remplissage recommence.
Le pluviomètre est composé de :
- entonnoir de collecte
- Bras à ressort d'immatriculation
- Flotteur de navire flottant
- Tube de levage Gbag — boîtier
- boîte de collecte
4.2.2.1 Pluviomètres à enregistrement électronique et/ou transmission à distance
Les appareils d'enregistrement de pluie plus modernes déterminent l'intensité des précipitations, par exemple en comptant les gouttes et stockent ces valeurs dans des mémoires à semi-conducteurs qui peuvent être lues par des ordinateurs. Il est également possible de transmettre les signaux à un système d’enregistrement central.
4.2.2.2.2 Pluviomètre automatique à bascule
Ce pluviomètre mesure la quantité de pluie à l'aide d'une bascule à faible frottement. Le basculeur est conçu pour compenser automatiquement les erreurs causées par un égouttage incomplet dû à la tension superficielle. La capacité du culbuteur est de 2 cm3 d'eau. Sur la base d'une surface de collecte de 200 cm2 (norme OMM), un remplissage de bascule correspond à une hauteur de pluie de 0,1 mm. (voir http://www.griesmavr.de/ombro.htm) Lorsque la bascule est inclinée, un contact Reed sans contact intégré au pluviomètre se ferme sans rebond pendant au moins 50 ms. Un contact Reed est constitué d'une paire de contacts magnétiques souples logés dans un cylindre en verre rempli de gaz protecteur. La commutation s'effectue via un champ magnétique appliqué de l'extérieur, c'est pourquoi les contacts Reed ont une longue durée de vie, une grande fiabilité et des temps de commutation courts. Cette impulsion peut être détectée électriquement, transmise à distance et enregistrée. Ces pluviomètres sont conformes aux directives de l'ORGANISATION MÉTÉOROLOGIQUE MONDIALE (OMM).
5.0 Problèmes et erreurs de mesure dans les mesures de pluie
Bien que la mesure de la pluie semble techniquement triviale, elle est sujette à diverses erreurs systématiques et observationnelles. La quantification plus précise de ce dernier a récemment suscité un intérêt scientifique particulier en lien avec l’estimation plus précise du bilan hydrique global et de ses changements à long terme dus aux variations climatiques causées par l’augmentation du CO2 dans l’atmosphère et aux changements locaux anthropiques dans le sol et la végétation (voir chapitre suivant). Les erreurs de mesure surviennent principalement
- • en modifiant le champ de vent (notamment en cas d'installation hors sol).
- • en raison des pertes par mouillage sur les parois de l'entonnoir.
- * par évaporation à partir du récipient collecteur.
- * à des intensités de précipitations très faibles, inférieures à la
- * Seuil de réponse de l'appareil de mesure.
Les erreurs de mesure ci-dessus entraînent généralement des valeurs mesurées trop petites. Selon le type et l’intensité du vent, ces précipitations peuvent être jusqu’à 15 % inférieures aux précipitations réelles (voir Fig. 4.8). Toutefois, si un pluviomètre est installé au niveau du sol, où les problèmes de vent peuvent être partiellement éliminés, les éclaboussures d'eau provenant du sol environnant peuvent toujours pénétrer dans l'entonnoir si aucune mesure particulière n'est prise pour l'empêcher. Pour éviter le gel, les appareils sont également équipés de dispositifs de chauffage électrique. Des exigences techniques supplémentaires sont imposées aux mesures des chutes de neige, où des pertes de capture systématiques encore plus importantes peuvent se produire.
6.0.Mesures de superficie des précipitations
6.1 Méthodes de mesure
6.1.1 Mesure laser optoélectronique
La méthode la plus moderne de mesure de la pluie, encore rarement utilisée en raison de sa complexité technique, consiste en la mesure optique directe des précipitations dans l'air à l'aide d'un faisceau de mesure laser optique entre un émetteur et un récepteur. La présence de pluie modifie la transmittance optique de l’air, ce qui, après étalonnage, peut être utilisé pour calculer l’intensité des précipitations.
6.1.2 Le radar météorologique
Le radar météorologique (« radio detecting and ranging ») est aujourd’hui la méthode la plus utilisée en météorologie pour détecter les précipitations surfaciques dans une zone circulaire allant jusqu’à 200 km autour de la station radar avec une résolution spatiale et temporelle élevée (jusqu’à 1 km2 ou 5 min). Des mesures radar sont désormais effectuées aux États-Unis, en Europe et au Japon. Le radar a l’avantage par rapport aux pluviomètres de pouvoir collecter des données sur une grande surface. Bien qu'il ait été jusqu'à présent principalement utilisé pour la visualisation qualitative des précipitations, de nombreux efforts scientifiques sont en cours pour corréler l'intensité IR des signaux radar réfléchis par les gouttes de pluie avec leur intensité réelle. Des comparaisons récentes de la quantité de précipitations déterminée par radar avec celle mesurée par les pluviomètres conventionnels montrent des valeurs jusqu'à 200% supérieures pour le radar météorologique. Un radar fonctionne selon le principe suivant : une antenne directionnelle émet des impulsions de rayonnement électromagnétique d'une longueur d'onde d'environ 3 à 10 cm (gamme des micro-ondes). Si le rayonnement dans l’atmosphère frappe une particule de plus de 0,2 mm, il est réfléchi. La longueur d'onde ne change pas. Une partie de ce rayonnement est captée et mesurée par le récepteur radar avant l’émission de l’impulsion suivante. Le temps entre l'impulsion émise et l'écho correspondant correspond au temps nécessaire au rayonnement pour parcourir deux fois la distance jusqu'à l'objet réfléchissant. Le rayonnement se déplace à la vitesse de la lumière, la distance peut donc être calculée. Les particules réfléchissantes sont les gouttelettes d’eau et les cristaux de glace. Cependant, il reste problématique d’interpréter correctement la force de l’écho. Cela dépend de la taille normale des gouttes, de la distribution de la taille des gouttes, du nombre de gouttes par unité de volume, de leur forme et du fait que la précipitation soit solide ou liquide. De plus, il faut tenir compte de la différence entre la hauteur à laquelle le radar mesure et le sol, car l'évaporation ou la coalescence (croissance des gouttelettes) peuvent modifier la taille des gouttes. Par conséquent, l'étalonnage des valeurs radar avec les données des pluviomètres est toujours nécessaire. Les données de télédétection ne sont pas encore suffisamment précises pour remplacer les instruments de mesure au sol, mais elles peuvent être utilisées pour les prévisions.
6.1.3 Mesures par satellite
Jusqu’à présent, les mesures par satellite à capteurs infrarouges se limitaient à la visualisation et à la classification des nuages plutôt qu’à la quantification directe des précipitations. Cependant, comme 70 % de la Terre est constituée d’océans, en grande partie inaccessibles sur le plan hydrologique, où se forment la majorité des nuages, l’analyse de ces images satellites est importante, ne serait-ce que pour suivre les mouvements atmosphériques globaux de grands champs de nuages. Les mesures par satellite sont le seul moyen systématique de déterminer les précipitations sur les océans et donc sur les trois quarts de la surface de la Terre. Les images satellites sont la principale source d’observations à long terme des précipitations et du changement climatique mondial. Contrairement au radar, le satellite est un système de télédétection passif qui mesure la quantité et la distribution des longueurs d’onde du rayonnement solaire émis et réfléchi. Les images sont interprétées selon différentes approches : dans un premier temps, on tente de déterminer la morphologie des nuages afin d'identifier d'éventuels nuages de précipitations. En utilisant les données d’un satellite géostationnaire, il est possible d’observer le changement temporel de l’étendue verticale du nuage, ce qui est particulièrement utile pour les nuages convectifs. De plus, les images dans les domaines infrarouge et visible sont évaluées ensemble. Les images infrarouges reflètent le rayonnement mesuré par le satellite dans la gamme de longueurs d’onde de 0,7 à 14 mm. En utilisant la loi de Stefan-Boltzmann (voir chapitre 5), qui établit une relation entre la température d'un corps et la longueur d'onde du rayonnement qu'il émet, la température, dite « température de brillance », de la surface du nuage peut alors être déterminée. À partir de la combinaison de la température de surface et de la hauteur des nuages, on peut tirer une conclusion sur le type de nuages et donc sur la probabilité de précipitations. Cependant, les liens exacts restent controversés. Grâce aux satellites, il est possible d’estimer approximativement la quantité de précipitations avec une faible résolution spatiale et temporelle, mais les données précises ne sont pas disponibles. Il y a aussi le problème que seule une détermination indirecte peut être faite, puisque la surface de la Terre est obscurcie par les nuages.
7.0 Régionalisation des mesures ponctuelles de précipitations
Afin de pouvoir établir une affirmation sur la quantité totale de précipitations dans une région ou un bassin versant, les données de précipitations Pj mesurées à des endroits discrets doivent être extrapolées à l'ensemble du bassin versant afin d'arriver à une valeur moyenne P. Essentiellement, trois approches sont utilisées à cette fin. C'est ce qu'on appelle aussi la régionalisation.
7.1 La moyenne arithmétique simple des précipitations
Dans cette approche, la précipitation moyenne P est simplement la moyenne arithmétique simple de toutes les mesures Pj (i = l,n) P=l/n-£PI(4.1) Cette méthode présente l'inconvénient que lorsque les stations sont réparties spatialement de manière inégale, la moyenne arithmétique P tend vers les mesures aux stations les plus proches les unes des autres, tandis que les valeurs mesurées des stations les plus isolées ont moins d'impact sur la valeur moyenne. Cependant, dans les bassins versants plus vastes et peu accessibles au trafic (régions de montagne), ce sont souvent les stations les plus intéressantes sur le plan hydrologique.
7.2 Méthode des polygones de Thießen
Dans cette approche, la précipitation moyenne P est une moyenne arithmétique dite pondérée de toutes les mesures P ; (i = l,n) i(4.2) où A;= aire d'un polygone de Thießen autour de la station i AT= aire totale de l'aire = £ Aj Les polygones de Thießen sont construits comme suit : 1) Dessin cartographique des stations, de préférence sur papier transparent (uniquement lors de la mesure des aires à l'aide de papier mm). 2) Relier une station i à toutes ses voisines immédiates par une ligne droite. 3) Ériger des perpendiculaires au milieu de chaque ligne de liaison entre deux stations. 4) Marquage des points d'intersection de ces perpendiculaires autour d'une station i. Ceux-ci définissent les points d'angle du polygone requis autour de cette station i. 5) La connexion des sommets du polygone donne la représentation souhaitée. 6) Mesurez l'aire Aj en plaçant la carte polygonale transparente sur du papier mm (ou mesurez à l'aide d'un planimètre) (Fig. 4.15). Remarque : pour les stations situées en dehors d’une zone, des polygones partiels sont souvent générés.
7.3. La méthode isohyétique
La méthode isohyétique est, similaire à la méthode de Thießen, une méthode de moyenne pondérée par surface, sauf que les isolignes de précipitations pour la zone sont d'abord dessinées à l'aide d'un programme de traçage informatique standard (par exemple SURFER™) (Fig. 4.9). Les zones entre les isolignes individuelles sont ensuite déterminées à nouveau de manière planitaire et la moyenne pondérée est calculée selon l'équation. (4.2) est calculé. Exercice 4.1 : Évaluation des données de précipitations dans un bassin versant. Le tableau 4.1 montre dans la deuxième colonne les valeurs de Pj mesurées à 13 stations et la Fig. 4.9 la localisation cartographique des stations avec les bords du bassin versant. Calculez la profondeur de précipitation uniforme effective (EUD) pour la zone en utilisant (1) l'arithmétique et (2) la méthode du polygone de Thießen. Solution : (1) Moyenne arithmétique : P = l / n • £ P ; où n = 7 inclut uniquement les stations situées dans la zone de captage. Des deux valeurs
Figure 20-8 Isohyètes pour le calcul de l'EUD des précipitations d'un bassin versant (exemple de travail 20-1). Poly-EUD d'un bassin versant. Les isohyètes, ou lignes de valeurs égales construites sur la base des valeurs de précipitations mesurées, sont tracées sur la base des valeurs de précipitations mesurées indiquées dans le bassin versant (c'est le diagramme présenté). La méthode des isohyètes est légèrement plus précise dans la partie inférieure gauche de la figure 20-6 que la méthode des polygones, mais elle prend beaucoup plus de temps. Fig. 4.9 : Emplacements des stations de mesure et construction des polygones de Thießen (à gauche) et construction des isohyètes (à droite) (Watson et Burnett, 1995) P ; la colonne 2 donne : P= 3,626 cm (2) Méthode du polygone de Thießen : P = l / AT • £ A ; P; où les zones polygonales individuelles A ; (i=l,13) dans la troisième et la précipitation pondérée A ; P; / AT sont répertoriés dans la cinquième colonne. La somme de cette colonne est P = 3 528 cm. Dans ce cas, les deux méthodes produisent des valeurs similaires, ce qui est dû à la distribution relativement uniforme des stations.
Languette. 4.1 : Évaluation des données de précipitations à l'aide de la méthode de la moyenne arithmétique simple et des polygones de Thießen (Watson et Burnett, 1995).
Station n°précipitationspolygoneaireaire pondérée (AJprécipitations pondérées
[cm][km2][%](PJ [cm]
16,7516,111,80,797
25,7116,812,30,702
35,214,43,20,167
44 562 21 60 073
54,4519,514,30,636
62 913 82 80 081
72,7515,111,10,305
82,3614,510,60,250
92 0117 412 80 257
101,3516,312,00,162
111 465 74 20 061
121,220,50,40,005
131 084 13 00 032
Total 3,21*13136,41003,528
7.4 Méthodes d'interpolation statistique (Krigeage)
Les méthodes d'interpolation statistique sont basées sur l'analyse surfacique des données de précipitations et l'interpolation ultérieure des valeurs à des points de grille non mesurés dans la région de mesure. Elles sont également connues sous le nom de Krisins (Annexe 2.4) ou interpolation optimale et calculent la valeur interpolée P(x) au point x dans le domaine par (4.3) où yt sont des coefficients de pondération (les coefficients de Krigeage) obtenus en résolvant un système d'équations linéaires dont les termes constants sont eux-mêmes calculés par une corrélation de surface (appelée semi-variogramme, voir Annexe 2.3) des données mesurées. Bien que les méthodes de krigeage soient mathématiquement complexes, il existe désormais des programmes informatiques courants pour PC, tels que le programme SURFER™, qui facilitent le travail de l'hydrologue. De nombreuses études scientifiques récentes montrent que les méthodes de krigeage sont les plus fiables de toutes les méthodes évoquées, en particulier lorsque des tendances sont évidentes dans les données. De plus, la méthode de Kriging permet également une évaluation de l'erreur statistique pour la valeur interpolée P(x).
7.5 Signification statistique des mesures de précipitations
Une analyse hydrologique significative d'une région et l'estimation des précipitations potentielles sur une période de temps plus longue sont évidemment meilleures (1) plus il y a de stations de mesure N dans la zone (2) plus la période T (généralement des années) sur laquelle les mesures ont été prises est longue. Des calculs statistiques complexes montrent désormais que le deuxième critère est plus important que le premier, c'est-à-dire qu'il est plus avantageux de mesurer avec quelques stations de précipitations sur de nombreuses années que d'installer un réseau d'observation dense pendant seulement quelques années. Ces considérations sont importantes pour l’exploitation économique et l’optimisation d’un réseau de stations.
7.6. Répartition géographique mondiale des précipitations et des zones climatiques de la Terre
Les zones climatiques typiques de la Terre sont déterminées, directement et indirectement, par la diminution du rayonnement solaire effectif (E ~ cos (p)) avec l'augmentation de la latitude géographique (latitude (p) de l'équateur au pôle). Plus important encore que cette influence directe, cependant, est l'effet indirect de la variation du rayonnement sur les mouvements à grande échelle de l'atmosphère et des courants océaniques, avec leurs effets sur la répartition géographique mondiale des précipitations.
7.7. La circulation atmosphérique globale
La circulation atmosphérique globale est principalement déterminée par la superposition de deux effets fondamentaux : 1) L'apparition de trois cellules de convection zonales (orientées nord-sud) à grande échelle s'étendant sur un intervalle de latitude de 30°. Il s’agit des cellules dites de Hadlev (voir Fig. 4.10). En raison de la continuité du mouvement d'écoulement, les zones d'écoulement en amont et en aval de deux cellules voisines sont toujours identiques. Étant donné que le réchauffement le plus important et par conséquent la plus forte flottabilité des masses d'air se produisent à l'équateur, la direction d'écoulement à grande échelle de toutes les cellules de convection est définie une fois pour toutes. 2) La force de Coriolis provoquée par la rotation de la Terre (= une force apparente qui se produit lorsqu'un corps se déplace dans une direction radiale dans un système en rotation), qui provoque la déviation vers l'est des mouvements dirigés vers le nord dans l'hémisphère nord et des mouvements dirigés vers le sud dans l'hémisphère sud. L'inverse s'applique aux mouvements vers le sud dans l'hémisphère nord, etc. (Fig. 4.11 et 4.12) En raison de (1) et (2), en particulier au-dessus des océans, il existe des directions de vent typiques avec un azimut approximatif de 45° (qui pointent vers l'équateur près de ce dernier, en raison des reflux terrestres de la cellule tropicale de Hadley), qui était déjà exploité par les marins au Moyen Âge lors de la traversée des océans du monde. Finalement, Colomb n'a pu atteindre le continent américain que grâce aux alizés soufflant en direction du sud-ouest (Fig. 4.12).
7.8 Zones climatiques de la Terre
Sur Terre, les zones climatiques suivantes peuvent être distinguées en fonction du rapport des variables du bilan hydrique précipitations et évaporation potentielle :
Les précipitations sont supérieures à l’évaporation tout au long de l’année (hN > hv). Ces conditions se rencontrent en Europe centrale, au Japon et dans les États de l’est des États-Unis. Les précipitations moyennes annuelles sont également supérieures à l'évaporation, mais des périodes plus longues avec hN < hv se produisent (Europe du Sud, Afrique du Sud). L'évaporation dépasse les précipitations en moyenne tout au long de l'année, mais des périodes avec hN > hv se produisent (centre et sud de l'Inde, sud-ouest des États-Unis). L'évaporation est supérieure aux précipitations tout au long de l'année (hN < hv), (zones désertiques des régions subtropicales, Asie intérieure). La chaleur en été n'est pas suffisante pour faire fondre complètement la neige et la glace (régions polaires, zones glaciaires en haute montagne).
Les zones climatiques à grande échelle sur Terre sont une conséquence indirecte de la circulation atmosphérique et en particulier des propriétés fluides et thermodynamiques des cellules de Hadley. Les régions de remontée des cellules de convection sont enrichies en vapeur d'eau et la formation de nuages et les précipitations y sont plus importantes (Fig. 4.15, 4.16). L’inverse s’applique aux régions descendantes des cellules de convection où il y a un déficit de précipitations. Pour les deux cellules tropicales de Hadley, les principales zones désertiques de la Terre sont situées dans l’intervalle de latitude correspondant autour de 30° (Fig. 4.17).
Latitude Sud (degrés) Nord 80 60 40 20 0 20 40 60 80 -D 80
adapté de JP Pelxoto et MA Kettani, « Le contrôle du cycle de l'eau ». Copyright© 1er avril 1973 par Sclentiflc American, Inc. Fig. 4.15 : Distribution latitudinale moyenne mondiale des précipitations effectives. Notez la corrélation avec la latitude des zones de flux ascendant et descendant des cellules de Hadley
4.4 Variations temporelles des précipitations 4.4.1 Variations saisonnières Pour l'hydrologue, mais plus encore pour l'agriculteur, les variations saisonnières des précipitations sont d'une grande importance. Elles sont généralement présentées sous forme de graphiques à barres pour les précipitations mensuelles totales et sont - du moins lorsqu'elles sont moyennées sur plusieurs années - caractéristiques de la région climatique concernée. Pour les États-Unis, qui constituent eux-mêmes un sous-continent en raison de leur taille, les diagrammes ci-dessous correspondent aux différentes parties du pays.
N^ol mn,hly di.»ibU«sur de p,.cipi«..ion dans «,. Uni,.d Sa« (In.l 11 !„. - 25,4 mm). (US En.ironmen.al Do« Servke.l
Fig. 4.18 : Variations mensuelles des précipitations dans les régions locales des États-Unis (Bedient et Hubert, 1988). PRÉCIPITATIONS NATIONALES AUX ÉTATS-UNIS, 1/98-12/98 POURCENTAGE DE LA SUPERFICIE ET INDICE DE PRÉCIPITATIONS
Fig. 4.19 : Indice mensuel moyen des précipitations pour les États-Unis (http://www.ncdc.noaa.gov/ol/climate/research/1998/ann/ann98.html)
Centre climatique national Dala, NOAA
PRÉCIPITÉ. INDEX [
ZONE DF1Y
Languette. 4.1 : Variation des précipitations mensuelles à la station de Scheyern près de Munich
Mois/AnnéeMoyenne 1947 - 1993 1994 1995 1996 1997 1998 1999
Janvier52 mm61 mm66 mm12 mm2mm21 mm— mm
Février48 mm35 mm47 mm48 mm48 mm23 mm— mm
Mars47 mm71 mm71 mm16 mm61 mm54 mm— mm
Avril55 mm153 mm44 mm15 mm41 mm36 mm— mm
Mai77 mm67 mm89 mm103 mm25 mm54 mm— mm
Juin108mm68mm130mm47mm104mm145mm—mm
Juillet 106 mm 76 mm 59 mm 39 mm 140 mm 107 mm — mm
Août85 mm98 mm86 mm133 mm76 mm41 mm— mm
Septembre65 mm85 mm58 mm42 mm25 mm129 mm— mm
Octobre51 mm31 mm13 mm47 mm68 mm194 mm— mm
Novembre55 mm51 mm57 mm75 mm25 mm114 mm— mm
Décembre 56 mm 65 mm 50 mm 34 mm 69 mm 17 mm— mm
Total annuel 805 mm 861 mm 770 mm 711 mm 684 mm 935 mm— mm
Les données à partir desquelles les précipitations mensuelles moyennes totales de 1960 à 1993 ont été calculées ont été mesurées dans une station du service météorologique allemand (DWD) à Scheyern.