ATMOSPHÈREThermodynamique

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Stabilité et instabilités de l’atmosphère

Dans l’atmosphère, en absence de vent, une parcelle d’air est soumise à deux forces qui s’opposent : son poids P = ρ‧V‧g, qui est dirigé vers le bas, et la poussée d’Archimède Pa = ρe‧V‧g, qui est dirigée vers le haut, V et ρ étant le volume et la masse volumique de l’air contenu dans la parcelle, ρe la masse volumique de l’air environnant et g l'accélération de la pesanteur. Dans une atmosphère au repos, les deux forces s’équilibrent et la force résultante F = P– P = ge – ρ)‧V est nulle, d’où F = 0 et ρ = ρe ; l’air de la parcelle a la même masse volumique que celui de son environnement.

Stabilité et instabilités convectives

Cet équilibre est rompu si une parcelle d’air voit sa masse volumique changer, entraînant ainsi un déséquilibre qui l’accélère vers le haut si elle devient moins dense que l’air environnant déplacé (ρ < ρe), ou vers le bas si elle devient plus dense (ρ > ρe). En appliquant la loi des gaz parfaits et en négligeant la masse volumique de la vapeur d’eau par rapport à celle de l’air sec, la force résultante peut s’écrire (équation 3) :

F=gpeRaTe-pRaTV,
ou encore, puisque

p=pe, sous la forme : F=gpeVRaT - TeTTe.

On déduit ainsi qu’une parcelle se verra appliquer une poussée résultante qui l’accélère vers le haut si elle est plus chaude que son environnement et vers le bas si elle est plus froide.

Dans une situation météorologique où la température de l’environnement décroît moins vite que le gradient pseudo-adiabatique saturé (suivi par une parcelle saturée en vapeur d’eau), et donc aussi moins rapidement que le gradient adiabatique sec (suivi par une parcelle d’air non saturée), toute parcelle d’air soulevée depuis son niveau (altitude) d’équilibre deviendra plus froide et plus dense que son environnement, et toute parcelle d’air abaissée deviendra au contraire plus chaude et moins dense. La première recevra une poussée vers le bas, la seconde une poussée vers le haut ; dans les deux cas, la poussée s’oppose au déplacement initial de la parcelle qui tendra à revenir vers son niveau de départ. Dans ces conditions, l’atmosphère est donc stable pour les mouvements verticaux, on parle alors de stabilité verticale ou stabilité convective.

À l’inverse, si la température de l’environnement décroît plus vite que le gradient adiabatique sec, et donc aussi plus rapidement que le gradient pseudo-adiabatique saturé, toute parcelle d’air soulevée depuis son niveau d’équilibre deviendra plus chaude et moins dense que son environnement, et toute parcelle d’air abaissée deviendra au contraire plus froide et plus dense. La première recevra une poussée vers le haut, la seconde une poussée vers le bas et, dans les deux cas, la poussée ira dans le sens du déplacement initial et la parcelle s’éloignera de plus en plus de son niveau de départ. Dans ces conditions, l’atmosphère est donc instable pour tous les mouvements verticaux, on parle alors d’instabilité verticale ou instabilité convective. Il est toutefois assez rare d’observer des gradients de température aussi importants en altitude, si bien que l’instabilité convective, pour de l’air non saturé, n’est généralement observable que près de la surface terrestre lorsque le rayonnement solaire réchauffe fortement le sol ou que de l’air froid se déplace au-dessus d’une surface plus chaude. Pour nommer les mouvements verticaux qui prennent naissance dans de telles conditions, on parle de convection libre ou de convection naturelle.

Lorsque la température décroît moins vite que le gradient adiabatique sec, mais plus rapidement que le gradient pseudo-adiabatique saturé, toute parcelle d’air soulevée tendra à retourner vers son niveau d’équilibre, sauf si le soulèvement est suffisant pour que la vapeur arrive à saturation, que la condensation démarre (niveau de condensation) et que la parcelle puisse atteindre un niveau de convection libre à partir duquel sa température devient supérieure à celle de son environnement, déclenchant ainsi l’instabilité. L’air réchauffé par la chaleur libérée voit alors sa température suivre un gradient pseudo-adiabatique saturé et se refroidit moins vite que son environnement. Dans ce cas, l’air ne peut atteindre le niveau de convection libre que s’il reçoit initialement une impulsion de nature dynamique, par transformation de mouvement horizontal en mouvement vertical ; on se trouve alors dans une situation d’instabilité convective conditionnelle. Pour nommer les mouvements verticaux qui prennent naissance dans de telles conditions, on parle de convection forcée. Lorsque l’instabilité ne peut être déclenchée que par un soulèvement en bloc de l’atmosphère, on se trouve dans une situation d’instabilité convective potentielle.

Instabilité horizontale, dite barocline

Jusque-là, on a uniquement considéré l’impact des variations verticales de température. Mais les fortes variations horizontales, observées à grande échelle dans les régions tempérées (principalement entre 35 et 65 degrés de latitude) du fait de la répartition de l’énergie solaire sur la planète, peuvent devenir, elles aussi, d’importantes sources d’instabilités. Dans cette zone de forts gradients de température, de pression et de masse volumique, l’équilibre de l’atmosphère, ou équilibre barocline, est maintenu par la présence de vents forts en altitude. L’instabilité barocline se produit lorsque les vents horizontaux ne suivent plus les lignes d’égales températures (lignes isothermes) et transportent de l’air des régions chaudes vers les régions froides ou des régions froides vers les régions chaudes. La densité de l’air ainsi que la pression qui était exercée sur ces régions sont modifiées, l’équilibre est perturbé. Il s’ensuit un changement des vents soufflant aux différentes altitudes et la mise en place d'une circulation verticale de compensation qui, le plus souvent, génère une ascendance d’air chaud à l’est du courant perturbé et une descente d’air froid à l’ouest. Ce genre de situation est favorable au développement des perturbations et des tempêtes associées aux zones frontales qui s’étendent sur des milliers de kilomètres et balayent les régions tempérées, principalement en hiver et au printemps.

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Structure verticale de l’atmosphère

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

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

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Cellules de convection de Bénard

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Pour citer l’article

Jean-Pierre CHALON, « ATMOSPHÈRE - Thermodynamique », Encyclopædia Universalis [en ligne], consulté le 02 décembre 2021. URL : https://www.universalis.fr/encyclopedie/atmosphere-thermodynamique/