- 1. L’atmosphère : un mélange d’air sec et de vapeur d’eau
- 2. L’atmosphère considérée comme un gaz parfait
- 3. La vapeur d’eau atmosphérique et ses transformations
- 4. Thermodynamique et mouvements verticaux des parcelles
- 5. Stabilité et instabilités de l’atmosphère
- 6. Les transferts de chaleur par convection thermique : cellules convectives
- 7. Bibliographie
ATMOSPHÈRE Thermodynamique
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, ρela 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 = Pa – P = g‧(ρe – 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) :
ou encore, puisque
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)[...]
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Écrit par
- Jean-Pierre CHALON : ingénieur général des ponts, des eaux et des forêts honoraire
Classification
Pour citer cet article
Jean-Pierre CHALON. ATMOSPHÈRE - Thermodynamique [en ligne]. In Encyclopædia Universalis. Disponible sur : (consulté le )
Article mis en ligne le
Médias
Structure verticale de l’atmosphère
Encyclopædia Universalis France
Diagramme des états de l’eau
Encyclopædia Universalis France
Échanges d’énergie associés aux changements d’état de l’eau
Encyclopædia Universalis France
Autres références
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ACCÉLÉROMÈTRES SPATIAUX
- Écrit par Raphaël F. GARCIA et Pierre TOUBOUL
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...du sol à la frontière entre l'atmosphère et l'espace. En effet, comme le gradiomètre permet de mesurer les accélérations ressenties par le satellite, il est sensible aux variations de densité de l'air ainsi qu'aux déplacements des couches atmosphériques qui exercent une pression sur le satellite.... -
AÉRONOMIE
- Écrit par Gaston KOCKARTS
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L' aéronomie a pour objet l'étude des régions atmosphériques où les phénomènes de dissociations moléculaires et d'ionisation sont importants. Cette définition s'applique aussi bien à l'atmosphère terrestre qu'aux atmosphères planétaires. Le mot aéronomie fut imaginé par Sidney Chapman (1888-1970) et...
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AIR
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