Courant-jet

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Représentation du courant-jet

Un courant-jet[1], aussi couramment désigné par sa dénomination anglophone de jet stream, est un courant d'air rapide et confiné que l'on trouve dans l'atmosphère de certaines planètes telle que la Terre. Les courants-jets sont situés à proximité de la tropopause entre la troposphère (où la température décroît avec l'altitude) et la stratosphère (où la température croît avec l'altitude) généralement entre 7 et 16 kilomètres au-dessus du niveau de la mer. Les courants-jets ont plusieurs milliers de kilomètres de longueur, quelques centaines de large et seulement quelques kilomètres d'épaisseur[2],[3]. La majeure partie des courants-jets se trouvant sur Terre sont des vents d'ouest (ils circulent d'ouest en est). Leur trajet a typiquement une forme méandreuse; les courants-jets peuvent démarrer, s'arrêter, se diviser en deux voire plus, se combiner en un seul courant ou circuler dans plusieurs directions.

Les courants-jets les plus forts sont les courants-jets polaires (situés entre 7 et 12 kilomètres au-dessus du niveau de la mer) tandis que les plus hauts et les plus faibles courants sont les courants-jets subtropicaux (situés entre 10 et 16 kilomètres au-dessus des mers). L'hémisphère Nord et l'hémisphère Sud ont tous deux un courant-jet polaire et un courant-jet subtropical.

La formation des courants-jets résulte de la rotation de la Terre et du réchauffement inégal de l'atmosphère terrestre (l'énergie thermique reçue par rayonnement solaire varie d'un endroit à l'autre : il fera plus chaud au niveau de l'équateur qu'aux pôles créant ainsi un déséquilibre thermique) . Les courants-jets se forment dans les zones de conflits entre les masses d'air ayant des propriétés différentes appelées fronts, dans lesquels il existe un grand différentiel de température et de pression.

Cependant, d'autres courants-jets locaux existent également. Durant l'été boréal, des courants-jets peuvent se former dans les régions tropicales orientales, généralement dans une région où un air sec rencontre un air plus humide dans les hautes latitudes.

Description[modifier | modifier le code]

Position normale des courants-jets polaires et subtropicaux dans l'hémisphère Nord et dans l'hémisphère Sud
Zones de transition des deux principaux courants-jet avec la latitude

Les courants-jets sont qualifiés de « rivières », de « rubans » empruntant un trajet courbe et sinueux dans lesquels circule un grand flux d'air rapide. Ils jouent un rôle majeur dans la circulation atmosphérique puisque ceux-ci marquent la limite entre deux masses d'air distinctes qui ne peuvent se mélanger. Ils participent ainsi à la cyclogénèse des systèmes météorologiques des latitudes moyennes (anticyclones et dépressions) se déplacent ensuite sous ces courants d'air puissants.

Dans un courant-jet, la vitesse du vent croît très vite à mesure que l'on se rapproche du centre du courant. Au sein de ce dernier, la vitesse moyenne est estimée à environ 25 m/s (ou 90 km/h), mais la vitesse maximale peut dépasser 100 m/s (ou 360 km/h) : c'est ce qui a valu à ce type de courant le nom de jet, qui évoque en anglais une très grande vitesse. D'autre part, les régions atmosphériques traversées par les courants-jets sont affectées par les forts cisaillements horizontal et vertical du vent[2].

Le courant-jet stable (appelé courant-jet subtropical) se trouve entre la Cellule de Hadley et celle de Ferrel[3]. Il sépare la zone tempérée de la zone chaude. Il a une variation saisonnière aussi bien en ce qui concerne sa position qu'en ce qui concerne son intensité. Pendant l'été, le gradient horizontal de température étant plus bas entre le pôle et l'équateur, ce courant faiblit et passe d'environ 30 à 40 m/s à 15-20 m/s alors que, entre les deux saisons, sa latitude peut varier entre 20° et 40°. Toutefois, son altitude reste toujours sans changement, autour de 12 km.

Le courant-jet instable (appelé courant-jet polaire) se trouve entre la Cellule de Ferrel et la Cellule polaire. Ce courant-jet est associé au front polaire qui sépare la zone tempérée et la zone froide. Il est beaucoup plus irrégulier : en effet sa position change mais reste en moyenne à environ 60° de latitude et surtout sa direction (depuis ouest-est jusqu'à nord-sud). Les perturbations frontales qui affectent les latitudes moyennes sont associées au courant-jet étant donné que celui-ci sépare les masses d'air[3]. Le courant-jet polaire est plus faible et plus régulier en été qu'en hiver car le contraste thermique entre les régions polaires et les régions équatoriales est plus élevé pendant la saison froide que pendant la saison chaude.

Parfois les courants-jets polaire et subtropical se rejoignent à quelques endroits alors que la majeure partie du temps, ils sont bien séparés.

La vitesse des vents varie en fonction du gradient horizontal de température, généralement au-dessus de 92 km/h mais elle peut atteindre près de 398 km/h. Les météorologues comprennent à présent que le trajet des courants-jets est devenu important pour les prévisions météorologiques.

Les courants-jets ont de manière générale deux configurations possibles qui déterminent leur trajet et leur vitesse :

  • Le flux zonal (le plus fréquent). Dans ce cas-ci, les jets circulent rapidement d'ouest en est en survolant une latitude pratiquement constante et les discontinuités se font rares. Les ondes qui composent les jets appelées ondes de Rossby ne sont pas très développées. En surface, les régions situées sous un jet seront sous l'influence d'un défilé ininterrompu de dépressions accompagnées de fronts qui s'écoulent vers l'est. C'est la raison pour laquelle les météorologues appellent souvent les jets, les « rails dépressionnaires ».
  • Le flux méridional (plus rare). Ici, les courants-jets circuleront lentement voire pas du tout dans une axe nord-sud bien établi sur une latitude variable : les ondes de Rossby sont très bien développées. Ces situations sont souvent à l'origine de blocages de la circulation atmosphérique d'altitude lorsque les mouvements ondulatoires des jets possèdent une grande amplitude qui conduisent souvent à des événements climatiques exceptionnels voire extrêmes tel que des canicules, des sécheresses, des inondations ou encore des vagues de froid.

Découverte[modifier | modifier le code]

Les courants-jets ont d'abord été remarqués par les scientifiques au XIXe siècle en utilisant des cerfs-volants, et, plus tard des ballons-sondes, mais les vents de haute altitude présentaient peu d'intérêt avant l'époque de l'aviation. Beaucoup de scientifiques pensaient que ces observations étaient simplement des faits étranges ou isolés.

Ōishi Wasaburō, météorologiste japonais des années 1920, a été le premier à quantifier ces courants-jets, en suivant des ballons-sondes près de la station météorologique du mont Fuji. Ooishi mesura une vitesse constante des vents d'ouest au-dessus du Japon entre 1923 et 1925, quelle que soit la saison. Bien qu'en contact avec l'Organisation météorologique internationale et s'étant rendu en Allemagne et aux États-Unis, les rapports d'études de Ooishi, d'ailleurs écrits en espéranto plutôt qu'en japonais pour essayer de toucher un public plus large, furent longtemps ignorés, car en fait peu de scientifiques connaissaient l'espéranto. Ses observations ont été utilisées lors de la Seconde Guerre mondiale par les militaires japonais lors de l'attaque par ballons de feu sur le continent américain, bien que le scientifique responsable du projet, Hidetoshi Arakawa avait quelques doutes et ne pensait pas que ces mesures pouvaient s'appliquer au-dessus de l'océan Pacifique dans sa totalité[4].

La connaissance par le reste de la communauté internationale de ces « vents de hauteur » commença par le vol de l'aviateur américain Wiley Post au-dessus de la Sibérie vers la fin des années 1920. Gagnant de l'altitude pour éviter les montagnes, il fut pris dans une forte rivière d'air, ainsi que le 7 décembre 1934, lors de l'un de ses vols au-dessus de 20 000 pieds (6 096 m) où il rencontra un fort vent arrière. Il fut d'ailleurs à l'époque considéré comme la première personne ayant découvert le courant-jet[5].

Par la suite, durant la Seconde Guerre mondiale, des pilotes de bombardiers à long rayon d'action ont remarqué l'effet des courants-jets.

Cause[modifier | modifier le code]

Coupe verticale des températures et des vents à travers un front. On remarque la bande de vents forts du courant-jet qui a quelques centaines de kilomètres de large et son cœur, où les vents sont maximaux, beaucoup plus étroit.

La circulation atmosphérique est une balance entre la force de Coriolis et le gradient horizontal de pression à une altitude donnée. L'air se déplace des zones de haute pression vers celles de basse pression et est dévié par la force de Coriolis (vers la droite dans l'hémisphère nord et vers la gauche dans celui du sud). Après un temps de réaction, il finit par couler le long des lignes d'égale pression (hors de la très basse atmosphère où la friction le fait se déplacer légèrement plus vers la zone plus basse pression), c'est ce qu'on nomme le vent géostrophique[2].

Le gradient horizontal de pression dépend quant à lui de la structure thermique dans la colonne d'air. Plus la différence de température entre deux zones est grande, plus la différence de pression et le vent augmenteront avec l'altitude. Ainsi le courant-jet se forme au-dessus d'un ruban serré de différence de températures que l'on nomme front (front chaud et front froid) et qui sépare les masses d'air froides (vers les pôles) et chaudes (vers l'équateur)[2].

Cependant, il n'y aurait pas de fin à l'augmentation des vents avec l'altitude si la structure de l'atmosphère ne comportait ce qu'on appelle la tropopause. Cette dernière est la limite entre la troposphère dans laquelle nous vivons, et où le gradient thermique adiabatique est négatif, et la stratosphère où celui-ci est positif. L'image de gauche nous montre une coupe verticale où on peut voir la structure thermique à travers un front froid ainsi que celle des vents[2].

On remarque que la température à un niveau donné est plus froide dans la portion de gauche que dans celle de droite. Il y a augmentation rapide avec l'altitude de la force du vent au-dessus de la zone où le changement de hauteur d'isothermes se produit (le front), là où le gradient de température est le plus fort de l'air froid vers l'air chaud. Lorsqu'on arrive à la tropopause, la température commence à augmenter de chaque côté du front. Cependant, comme la tropopause est plus basse dans l'air froid, on atteint un niveau où la température est égale des deux côtés ce qui arrête la croissance du jet et on retrouve donc le cœur de ce dernier à ce niveau. Le gradient horizontal de température s'inverse ensuite pour aller de l'air chaud vers l'air froid si on continue à monter. Cet inversion de gradient diminue la différence de pression avec l'altitude et donc le vent. La tropopause devient donc le bouchon qui limite la hauteur du courant-jet[2].

Cœur du jet[modifier | modifier le code]

L'air converge (CON) ou diverge (DIV) aux entrées et sorties du Courant-jet
Article détaillé : Dynamique de la cyclogénèse.

Il existe à l'intérieur même des jets, des zones où la vitesse des vents est plus élevée qu'aux alentours. Ces régions sont appelées cœurs du courant jet[6] (en anglais « jet streaks »[7]). L'image ci-contre montre les d'isohypses à l'approche du cœur du jet, le vent géostrophique généré par le gradient de pression dans l'atmosphère libre (loin de la surface) dépend de l'écartement de celles-ci. Comme les isohypses se rapprochent l'une de l'autre à gauche de l'axe du jet près du cœur, et s'éloignent à droite, le vent est plus faible loin de cet axe que le long de celui-ci et latéralement hors de l'axe.

L'effet sur la force de Coriolis est représenté par les flèches perpendiculaires à l'axe qui donnent la composante d'accélération, dite agéostrophique (plus gras veux dire plus d'accélération). Étant donné que la vitesse des vents n'est pas uniforme dans tous les endroits des jets, il y a des zones de convergence aux endroits où on va d'une flèche grasse à une flèche simple, et vice-versa pour la divergence, quand on s'éloigne de l'axe. Les zones de convergence d'altitude conduisent à la formation de crêtes barométriques de surface (maximum locaux de pression atmosphérique) car l'air se déplace du haut vers le bas (subsidence) tandis que les zones de divergence forment des creux barométriques de surface (minimum locaux de pression atmosphérique) puisque l'air se déplace du bas vers le haut (ascendance).

Cependant, la variation de pression en surface ne se retrouve pas exactement sous les zones de convergence où de divergence en altitude mais sont plutôt décalées. En effet, dans une système baroclinique où se retrouve un courant-jet, la hauteur des niveaux de pression égale se réparti selon une pente dans la verticale et les centres de haute ou de basse pression atmosphérique ne sont donc pas verticaux. À une altitude donnée, l'air se dirige ainsi des hautes vers les basses pressions et dans les zones de divergence en altitude, associée avec le jet, il y aura donc une pression plus faible par rapport à l'environnement qui amènera de l'air selon la pente de la zone barocline. Dans l'hémisphère nord, la pente est vers le sud ou l'est et la dépression de surface se développera donc dans le quadrant sud de la zone de divergence en altitude[8]. De même, la formation d'anticyclone ou de crête barométrique se produit dans le quadrant nord.

Cependant, la courbure courant-jet va changer l'intensité des zones de convergence et de divergence en ajoutant une accélération centripète supplémentaire au vent. Ainsi dans un courant cyclonique, l'intensité de l'entrée gauche (convergence) et la sortie gauche (divergence) du courant-jet sont augmentés alors que les entrées droite (divergence) et la sortie droite (convergence) seront affaiblies et peut-être même d'un effet nul. Dans un courant anticyclonique, l'effet est inversé.

Phénomènes similaires à bas niveau[modifier | modifier le code]

Courant-jet de bas niveau[modifier | modifier le code]

On utilise aussi la notion et le terme de courant-jet pour qualifier des zones de vent très fort qui se développent dans certaines conditions dans les couches basses de la troposphère (entre la surface et 700 hPa): les courants circulant alors dans ces zones sont appelés des courants-jets de basses couches, jets de basses couches ou jet à basse altitude[9]. La vitesse du vent n'y atteint cependant pas la même intensité que dans les courants-jets d'altitude décrits ci-dessus.

Ces jets de bas niveau sont formés de la même façon mais ce qui détermine la hauteur du jet n'est pas la tropopause dans ce cas. C'est plutôt une inversion dans la structure thermique de l'atmosphère qui sert à la même fonction. En effet, selon la masse d'air, la température peut s'inverser temporairement à un certain niveau à cause d'advection de températures plus chaudes à ce niveau (structure d'un front chaud), de subsidence d'air sec venant d'altitude selon le gradient thermique adiabatique ou par radiation près du sol (ciel clair la nuit).

Un cas particulier du courant-jet de bas niveau est ainsi le courant-jet nocturne. Il se produit lorsqu'un fort refroidissement nocturne se développe sur la terre et sépare le flux d'altitude de la contrainte du frottement de surface. Une couche nocturne de vent fort se développe, de vitesse super-géostrophique, à une altitude de quelques centaines de mètres au-dessus du sol[10].

Ces zones où le vent à bas niveau est plus fort sont très importantes puisqu'il y a convergence de masse à gauche de celles-ci dans l'hémisphère nord (à droite dans l'hémisphère sud) ce qui crée une zone où il y aura mouvement ascendant. Ceci favorise la formation de nuages s'ils sont associés avec un creux de surface. Les jets de bas niveaux sont un des éléments importants dans la formation d'orages organisés comme les lignes de grain, les complexes orageux à méso-échelle et les Derechos.

Courant-jet de barrière[modifier | modifier le code]

Formation d'un dôme froid quand l'air de surface ne peut atteindre le sommet de l'obstacle. L'air doux est forcé au-dessus du dôme alors qu'en surface on a formation d'un courant-jet de barrière parallèle à l'obstacle

L'air en mouvement près du sol suit les contours du terrain. Lorsqu'il rencontre un obstacle, il doit remonter sa pente et il diminue de température selon la loi des gaz parfaits. La couche d'air au-dessus de la première étant plus chaude que l'air soulevé, elle limite l'altitude que l'air de surface peut atteindre sur la pente de l'obstacle car la parcelle soulevée y subit une poussée d'Archimède vers le bas[11]. Si la stratification de l'air est importante, l'air ne peut atteindre le sommet et on a création d'un fort vent parallèle à l'obstacle, et en amont de celui-ci, que l'on appelle le courant-jet de barrière[11]

Ce phénomène se produit surtout dans le cas où le vent près du sol est plus ou moins perpendiculaire à une chaîne de collines ou de montagnes. Toute la région en amont de cet obstacle subit ce soulèvement et on a formation d'un dôme d'air froid[12]. Selon la balance du vent géostrophique, les isobares sont parallèles au vent et donc également perpendiculaire à la chaîne. Les pressions les plus hautes sont à droite de la direction du vent dans l’hémisphère nord et l'inverse dans celui du sud. On a donc un gradient de pression le long de l’axe de l'obstacle alors que l’air de surface est ralenti par le frottement avec le sol et le soulèvement le long du relief pour devenir graduellement plus ou moins nul. Le mouvement de l’air est alors sujet aux différences de pression. L'air se déplace alors des hautes pressions vers les basses pressions donc à gauche du flux initial. Celui-ci sera dévié par la force de Coriolis si la situation persiste plusieurs heures et la circulation deviendra avec le temps paralllèle à la chaîne de montagnes[12]. Ainsi, dans l'hémisphère nord, un vent d'est rencontrant une chaîne de montagne donnera naissance à bas niveau à un courant-jet de barrière venant du nord et un vent d'ouest, à un courant du sud.

Ce phénomène est courant et ne nécessite pas une grande hauteur de la ligne faisant obstacle, on le retrouve par exemple souvent le long de falaises côtières. Plus l'air est stable, particulièrement en cas d'inversion de température avec l'altitude, plus la hauteur du dôme sera faible et plus le courant-jet de barrière pourra être formé par des obstacles bas. Cependant avec des obstacles importants, une force inversion et une longue persistance de ces paramètres, le jet peut devenir très fort et causer de la turbulence dangereuse à bas niveau[11].

La largeur du courant-jet de barrière est donné par le diamètre de déformation de Rossby, soit L= NH/f, où N est la fréquence de Brunt-Väisälä, H la hauteur de l'obstacle et f le paramètre de la force de Coriolis[12]. L'axe de ce courant va se déplacer en amont de l'obstacle selon la largeur du dôme d'air froid créé et on pourra donc rencontrer ce fort courant bien avant l'obstacle dans certains cas[11]. L'air qui est forcé de monter par dessus le dôme subira un refroidissement et une saturation ce qui pourra créer des nuages et même des précipitations en amont de l'obstacle. Le courant-jet de barrière a ainsi l'effet d'augmenter la pluviométrie.

Effets climatiques et courant-jet[modifier | modifier le code]

Lors d'une puissante éruption volcanique explosive, le panache volcanique peut atteindre des dizaines de kilomètres d'altitude. Vers 9–10 km, il atteint la base de la stratosphère et donc le courant-jet. Celui-ci transporte alors tous les composants de ce nuage cendreux et plus particulièrement les aérosols sulfatés issus de la transformation du dioxyde de soufre (SO2) au contact de vapeur d’eau (H2O), en gouttelettes d’acide sulfurique (H2SO4). Or celles-ci absorbent et réfléchissent le rayonnement solaire, il se produit donc une baisse du rayonnement solaire à la surface de la Terre et une baisse transitoire des températures.

Certains panaches éruptifs, comme ceux engendrés au-dessus des fissures des Lakagígar en Islande, atteignirent 9 à 13 km d’altitude, et relâchèrent 95 Tg de SO2 dans le courant-jet polaire. Ceci engendra une dispersion vers l’est des émanations volcaniques[13]. Les courants-jets, véhiculent donc poussières et aérosols que certaines éruptions volcaniques projettent jusque dans la stratosphère. Il se produit alors un refroidissement à l'échelle mondiale[14].

Par ailleurs, selon certains chercheurs[15], le réchauffement important de l'arctique ces dernières années aurait pour effet de rendre le courant-jet plus tortueux, accentuant ses sinuosités et provoquant des évènements climatiques extrêmes à des latitudes où ces phénomènes sont peu courants (canicules en Europe de l'ouest en 2003 et en Russie en 2010, vagues de froid très intenses jusque dans le sud des Etats-Unis).

Utilisations[modifier | modifier le code]

Analyse des vents d'altitude grâce à l'image de la vapeur d'eau contenue dans les nuages. On note deux courants-jets grâce aux zones de vents montrés par les flèches ayant le plus de barbules rouges
  • La circulation atmosphérique en altitude dans les latitudes moyennes, nord ou sud, est généralement d'ouest en est, un avion va donc parcourir la même distance plus rapidement s'il se déplace avec le flot plutôt que contre celui-ci. Par exemple, le temps de vol Paris - Guangzhou (Canton) (Chine) est d'environ 2 heures inférieur à celui de Canton - Paris[16]. Il en est de même pour les vols transcontinentaux entre les États-Unis et l'Europe. En effet, l'avion effectuant le trajet New-York - Paris met une heure de moins que le trajet inverse[17]. Le courant-jet étant un couloir de vent plus important, l'aviation commerciale doit en tenir compte lors de sa planification de vols. C'est pourquoi la prévision de la position du courant-jet est essentielle à l'aviation. Les vols seront planifés pour l'utiliser lors de déplacements ouest - est et pour l'éviter dans l'autre direction en volant plus haut, plus bas, plus au sud ou au plus au nord que son cœur.
  • Certains oiseaux migrateurs, dont les oies cendrées par exemple, connaissent et utilisent ce phénomène, ce qui représente parfois un risque de collision avec les avions se déplaçant dans les mêmes altitudes[18].

Notes et références[modifier | modifier le code]

  1. Le terme recommandé par la Commission de terminologie pour l'enrichissement du vocabulaire de la défense nationale, est courant-jet, substantif masculin. « Ce courant-jet des latitudes tempérées subit des fluctuations importantes d'un jour à l'autre, à la fois en intensité et en position. Il y a de plus une variation saisonnière : l'altitude du courant-jet et son intensité sont plus grandes en hiver » (P. Defrise, A. Quinet, Le Vent, Institut royal météorologique de Belgique, 1973, p. 25).
  2. a, b, c, d, e et f Service météorologique du Canada, MÉTAVI : L'atmosphère, le temps et la navigation aérienne, Environnement Canada,‎ janvier 2011, 260 p. (lire en ligne [PDF]), chap. 5 (« Vent et circulation générale (5.10 : courant-jet) »), p. 43-45
  3. a, b et c « Courant-jet », Comprendre la météo, sur Météo-France (consulté le 25 mai 2012)
  4. (en) Greg Goebel, « The Fusen Bakudan », Balloons In Peace & War 1900:1945, Vectorsite,‎ 1re novembre 2009 (consulté le 25 mai 2012)
  5. (en) Lloyd Mallan, Suiting Up For Space: The Evolution of the Space Suit., New York, The John Day Company,‎ 1971 (lire en ligne), p. 31
  6. Organisation météorologique mondiale, « Cœur du courant-jet », Glossaire météorologique, sur Eumetcal (consulté le 7 novembre 2013)
  7. (en) American Meteorological Society, « Jet Stream core or Jet streak », Glossaire météorologique, sur AMS (consulté le 7 novembre 2013)
  8. (en) Bureau de Louisville, KY, « Entrance regions of the Jet Streak », sur National Weather Service date= 11 novembre 2004 (consulté le 11 novembre 2013)
  9. Organisation météorologique mondiale, « Jet à basse altitude », sur Eumetcal (consulté le 30 juillet 2013)
  10. Organisation météorologique mondiale, « Courant-jet nocturne », sur Eumetcal (consulté le 30 juillet 2013)
  11. a, b, c et d (en) « Barrier-jet », Glossary of Meteorology, American Meteorological Society,‎ 2009 (consulté le 2009-05-11)
  12. a, b et c (en) John M. Papineau, « Warm Air Advection and the Development of Barrier Jets in the Northern Gulf of Alaska », Weather and Forecasting, National Weather Service,‎ 18 février 2000 (lire en ligne)[PDF]
  13. source : J. Grattan et al, C. R. Géoscience 337, 2005
  14. source : index TPE SNTML 2009-2010 sur les Courants-jets
  15. En particulier, Stefan Rahmstorf du Potsdam institute for climate impact research. Voir article paru dans "le Monde" du 17/02/2014 : http://www.lemonde.fr/planete/article/2014/02/15/phenomenes-climatiques-extremes-l-uvre-du-rechauffement_4367241_3244.html
  16. source : British Airways
  17. source : index TPE 2009-2010 sur les Courants-jets
  18. « Les stratégies des migrateurs », sur Mission migration (consulté le 3 novembre 2012) : « Sections : Comment utiliser le vent ? et À quelle altitude voler ? »

Voir aussi[modifier | modifier le code]

Articles connexes[modifier | modifier le code]

Filmographie[modifier | modifier le code]

  • « Jet Stream, la rivière de vent » », de Marc Cronin, vol. 45, de John Groom et Stephen Wilkinson, BBC, Royaume-Uni, 2002 [présentation en ligne] (visionner sur Daily motion)

Liens externes[modifier | modifier le code]