ATMOSPHÈREThermodynamique

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Thermodynamique et mouvements verticaux des parcelles

À des températures inférieures à 20 ou 30 0C, comme celles généralement rencontrées dans l’atmosphère, l’air, même saturé en humidité, est un bon isolant : de faible conductivité thermique, il se mélange assez difficilement, si bien que celui qui se trouve dans une parcelle échange assez peu avec l’extérieur. Au cours d’une transformation, sa température et sa masse volumique peuvent ainsi rester très différentes de celles de l’air environnant, mais en revanche sa pression s’ajuste très rapidement à celle du milieu ambiant.

Même si plusieurs processus, comme l’absorption d’une partie du rayonnement solaire incident ou des échanges avec l’air environnant peuvent parfois modifier sensiblement les caractéristiques thermodynamiques d’une parcelle d’air, les quantités d’énergie mises en jeu restent toutefois limitées au regard de celles qui peuvent intervenir lors d’un changement d’état de l’eau ou, au voisinage de la surface terrestre, par turbulence, conduction et rayonnement infrarouge.

Les principales transformations subies par les parcelles d’air atmosphérique sont ainsi généralement classées en deux catégories : les transformations isobares au cours desquelles la pression reste constante ou varie faiblement, et les transformations adiabatiques qui se produisent sans échange de chaleur avec le milieu extérieur. L’étude de ces transformations définit les comportements, en particulier les mouvements verticaux des parcelles d’air, en fonction du milieu qui les entoure.

Les transformations isobares

Lorsque la surface terrestre est fortement refroidie par son rayonnement infrarouge, la nuit, ou échauffée par le Soleil dans la journée, il peut se produire d'importantes différences de température entre cette surface et l'atmosphère sus-jacente. Des écarts de 10 0C sont fréquents et, bien que la conductibilité thermique de l’air soit faible, elle est suffisante pour qu’il se refroidisse ou se réchauffe de plusieurs degrés. Par vent faible, les changements de température et de masse volumique pouvant être beaucoup plus rapides et plus importants que ceux de la pression, on assimile souvent ce type de transformations à des transformations à pression constante ou transformations isobares.

En utilisant l’équation 1 sous la forme p1ρ1‧R‧T1 et p2 = ρ2‧R‧T2 pour désigner respectivement l’état initial et l’état final d’une transformation, si la pression est constante, c’est-à-dire si p2 = p1, on peut alors écrire : ρ2‧T2 ρ1‧T1 et ρ2 = ρ1‧T1/T2. On en conclut que si l'air devient plus chaud (T2 > T1), il devient aussi moins dense (ρ2 < ρ1), c’est-à-dire que les molécules présentes dans la parcelle occupent un plus grand volume. Ainsi, dans ce type de transformation, l’air plus chaud est moins dense et aura une meilleure aptitude à s’élever. À l’inverse, s’il devient plus froid, il devient plus dense, ce qui favorise son étalement sur le sol.

Les transformations adiabatiques

En altitude, l’air d’une parcelle ayant peu d’échanges avec son environnement, on considère qu’en première approximation les modifications observées se font sans échange de chaleur avec le milieu extérieur. On peut alors les qualifier de transformations adiabatiques et supposer que l’air de la parcelle considérée se comporte comme s’il était enfermé dans une enveloppe parfaitement élastique et imperméable à la chaleur, mais permettant à la pression interne de s’ajuster instantanément à la pression de son voisinage.

Les lois qui s’appliquent aux gaz parfaits montrent qu’en absence d’échange de chaleur les variations de température et de masse volumique sont reliées aux variations de pression (équations 2) : ρ/ρ  0,714 p/p ; T/T  0,286 p/p.

Ainsi, si nous soulevons de 1 000 mètres une parcelle d’air non saturée en vapeur d’eau, située à l’origine dans les basses couches de l’atmosphère, sa pression diminuant comme celle de son environnement de près de 100 hPa, sa masse volumique décroît, son volume augmente et sa température diminue d’environ 9,75 0C. Ce taux de variation de la température avec l’altitude, le plus souvent approché à la valeur de 10 0C/km, est qualifié de gradient adiabatique sec (sec pour rappeler qu’il s’agit d’un déplacement sans changement de phase de la vapeur d’eau). La transformation décrite ici est symétrique et, si nous faisons redescendre la parcelle à son niveau (ou altitude) de départ, elle devrait reprendre ses caractéristiques initiales. On peut ainsi définir un paramètre qui reste constant et caractérise une parcelle d’air donnée, quel que soit son déplacement adiabatique sec : la température potentielle θ ou température qu’aurait cette parcelle si elle était ramenée à une pression de 1 000 hPa.

On peut alors écrire θ = T(1 000/phPa)2/7, où phPa est la pression initiale de la parcelle, exprimée en hectopascals.

La situation est différente si, au cours du changement d’altitude, la vapeur d’eau de la parcelle est ou devient saturée et que ses excédents se condensent en libérant de grandes quantités de chaleur latente. En supposant que toute l’eau condensée est aussitôt évacuée de la parcelle sous forme de précipitations (hypothèse pseudo-adiabatique), la condensation d’un gramme de vapeur d’eau réchauffe un kilogramme d’air d’environ 2,5 0C, et dans les régions où la température est inférieure à 0 0C, ce phénomène peut être encore légèrement augmenté grâce à un complément de chaleur apporté par la congélation de certaines gouttelettes ou par la condensation solide d'une partie de la vapeur. On enregistre ainsi un refroidissement de la parcelle qui peut varier de 3 ou 4 0C par 1 000 mètres d’élévation dans l’air chaud et humide des basses couches de l’atmosphère à plus de 9 0C dans l’air très froid et sec. On parle alors de gradient pseudo-adiabatique saturé, ou gradient pseudo-adiabatique humide. Pour simplifier les choses, on pourra considérer que ce gradient à une valeur moyenne de – 6 0C/km, et qu’il reste inférieur au gradient moyen de l’environnement (– 6,5 0C/km), dans les régions où la température est supérieure à 0 0C, mais qu’il augmente rapidement aux altitudes supérieures pour atteindre des valeurs d’environ – 9,7 0C/km au niveau de la tropopause. Contrairement à la précédente, cette transformation n’est pas symétrique. En effet, l’eau condensée ayant été évacuée, au retour vers son altitude de départ la parcelle ne pourra récupérer la chaleur latente libérée lors de l’ascension et sa température devra suivre un gradient adiabatique sec.

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Structure verticale de l’atmosphère

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Échanges d’énergie associés aux changements d’état de l’eau

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Jean-Pierre CHALON, « ATMOSPHÈRE - Thermodynamique », Encyclopædia Universalis [en ligne], consulté le 03 décembre 2021. URL : https://www.universalis.fr/encyclopedie/atmosphere-thermodynamique/