ATMOSPHÈREThermodynamique

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L’atmosphère considérée comme un gaz parfait

L’unité d’analyse de l’atmosphère : la parcelle

Au plan thermodynamique, l’air est donc un fluide constitué de molécules de nature différente, qui s’agitent dans tous les sens et s’entrechoquent. On ne s’intéressera pas ici au comportement individuel de ces molécules mais plutôt aux effets moyens de celles qui sont contenues dans de petits volumes appelés parcelles. La taille de ces parcelles devra être suffisante pour comporter un grand nombre de molécules, mais suffisamment petite pour pouvoir négliger l’influence des variations internes à l’intérieur de la cellule sur le comportement des phénomènes étudiés. Ainsi, la taille d’une parcelle ne dépassera pas quelques centimètres dans l’étude des mouvements turbulents, et sera de quelques mètres à quelques dizaines de mètres dans l’étude des nuages d’orage, quelques kilomètres dans les modèles de prévision du temps et quelques dizaines, voire centaines de kilomètres, dans les modèles de scénarios climatiques. La notion de parcelle est essentielle car elle permet de définir un sous-ensemble de l’atmosphère dont les propriétés et les transformations peuvent être définies avec une raisonnable précision. L’étude thermodynamique de l’atmosphère dans son ensemble pourra alors être envisagée comme celle d’un ensemble de parcelles en interaction.

Thermodynamique du « fluide atmosphère »

Comme n’importe quel fluide, les principales caractéristiques thermodynamiques d’une parcelle sont décrites par la pression, la température et la masse volumique. La masse volumique correspond à la masse de l’ensemble des molécules qui se trouvent dans une unité de volume. La température absolue, T (en kelvins ou K), est une mesure de leur agitation. Ainsi, si l’on atteignait le zéro absolu (T = 0 K, soit – 273,15 0C), cette agitation deviendrait nulle. La pression résulte de la force par unité de surface que ces molécules exercent sur leur environnement, qui est proportionnelle à leur masse, leur nombre et le carré de leur vitesse d’agitation.

Dans les conditions atmosphériques terrestres, la pression et la masse volumique étant suffisamment faibles pour que les molécules soient très espacées les unes des autres et que leurs interactions restent négligeables, l’air contenu dans une parcelle a un comportement proche de celui des gaz parfaits. On peut en déduire qu’en première approximation ses principales variables d’état restent liées par une équation du type p = ρ‧R‧T (équation 1 ou équation des gaz parfaits), où la pression p est exprimée en pascals, la température T en kelvins, la masse volumique ρ en kg‧m–3, et où R est une constante spécifique du gaz considéré (Ra = 287,05 J‧kg–1‧K–1 pour l’air sec et Rv = 461,51 J‧kg–1‧K–1 pour la vapeur d’eau).

La pression de l’air humide peut ainsi s’écrire p = pa + e,pa est la pression partielle de l’air sec et e la pression partielle de la vapeur d’eau qui, dans l’atmosphère, est toujours faible devant celle de l’air sec.

La Terre recevant d’importantes quantités de radiations émises par le Soleil, l’air qui se trouve près du sol tend à se réchauffer avant d’être entraîné vers le haut dans des mouvements convectifs et turbulents qui finissent par répartir une partie de l’énergie reçue jusque vers le sommet de la troposphère – à une altitude moyenne d’environ 8 à 9 kilomètres dans les régions polaires, 9 à 14 kilomètres dans les régions tempérées et 16 à 18 kilomètres dans les régions équatoriales. Ainsi, depuis le sol, on observe une décroissance moyenne de la température d’environ 6,5 0C chaque fois qu’on s’élève de 1 kilomètre, pour atteindre des températures comprises entre – 50 0C et – 80 0C au niveau de la tropopause. Au-dessus, dans la stratosphère, la température est d’abord relativement constante avant de se remettre à augmenter du fait de l’excitation des molécules d’ozone par les rayonnements ultraviolets, pour atteindre des valeurs voisines de 0 0C au voisinage de 50 kilomètres d’altitude. Entre 50 et 80 kilomètres d’altitude, dans la mésosphère, elle diminue fortement jusqu’à des valeurs moyennes de l’ordre de – 90 0C. Plus haut, la mesure d’une température devient difficile en raison du nombre de plus en plus faible de molécules et d’atomes. Dans cet article, nous nous intéresserons essentiellement à la troposphère et à la basse stratosphère, car c’est là que se produisent les transformations conduisant à la formation des phénomènes météorologiques les plus importants.

Structure verticale de l’atmosphère

Dessin : Structure verticale de l’atmosphère

L'atmosphère est représentée ici sous forme de différentes couches caractérisées par la variation de leur température avec l'altitude. Environ 90 % de l'atmosphère se situe au-dessous de 16 kilomètres et 99 % au-dessous de 30 kilomètres. Les phénomènes météorologiques se... 

Crédits : Encyclopædia Universalis France

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Lorsque l’atmosphère est au repos, ou en équilibre hydrostatique, la pression observée à un niveau d’altitude donné correspond au poids de la colonne d’air qui se trouve au-dessus d’une aire de surface unité. Ainsi, les variations de pression dp et d’altitude dz sont reliées par une relation du type dp = – ρ‧g‧dz ou encore, en utilisant l’équation 1 : dp=-gpRTdz.

Comme on le voit, la température et la pression interviennent dans cette équation. Ainsi, à un niveau de pression donné, la pression diminue plus vite avec l’altitude dans une masse d’air froid que dans une masse d’air chaud. En revanche, elle diminue de moins en moins vite au fur et à mesure que l’altitude augmente. La loi de correspondance entre pression et altitude, choisie en particulier pour les besoins de l’aéronautique, prend comme référence les conditions atmosphériques moyennes sur la latitude de Paris, on parle alors de pression atmosphérique standard. Ainsi, la pression moyenne est de 101 325 pascals (Pa), ou 1013,25 hectopascals (hPa) au niveau moyen de la mer et diminue rapidement lorsqu’on s’élève, pour atteindre 700 hPa vers 3 kilomètres d’altitude (500 hPa vers 5,6 km, 100 hPa vers 16 km, 10 hPa vers 31 km).

De son côté, la valeur moyenne de la masse volumique de l’air atmosphérique, qui peut être déduite de l’équation 1, est d'environ 1,2 kg/m3 au niveau moyen de la mer (0,9 kg/m3 vers 3 km d’altitude ; 0,6 kg/m3 vers 5 km ; 0,4 kg/m3 vers 10 km ; et seulement 0,09 kg/m3 vers 20 km).

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Structure verticale de l’atmosphère

Structure verticale de l’atmosphère
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Diagramme des états de l’eau

Diagramme des états de l’eau
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Échanges d’énergie associés aux changements d’état de l’eau

Échanges d’énergie associés aux changements d’état de l’eau
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Cellules de convection de Bénard

Cellules de convection de Bénard
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Jean-Pierre CHALON, « ATMOSPHÈRE - Thermodynamique », Encyclopædia Universalis [en ligne], consulté le 01 décembre 2021. URL : https://www.universalis.fr/encyclopedie/atmosphere-thermodynamique/