L’expansion dans la stabilité PDF

Ce concept a une grande importance en météorologie, ainsi qu’en navigation aérienne et maritime. Articles détaillés : Pression atmosphérique, Compression et détente adiabatique et Atmosphère normalisée. La variation de pression de l’atmosphère l’expansion dans la stabilité PDF très complexe.


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Toutefois, pour comprendre un certain nombre de mécanismes météorologiques, on peut s’en tenir à un modèle très simple qui ne dépend que de l’altitude. Ce résultat s’obtient en posant que l’enthalpie généralisée est constante. Cette variation de température avec l’altitude permet de définir le gradient thermique adiabatique. La démonstration de la formule ci-dessus est effectuée dans la boîte déroulante de l’article décrivant la Variation de la pression atmosphérique avec l’altitude. En soi, la présence de vapeur d’eau n’a pas d’influence sur le gradient adiabatique.

Toutefois, en dessous d’une certaine température, la vapeur d’eau se condense. De fait, la condensation réchauffant l’air, la valeur absolue du gradient est plus faible. Ce taux dépend du relâchement de chaleur latente qui lui dépend légèrement de la pression mais plus fortement de la température ambiante. Le taux adiabatique humide n’est donc pas une constante et varie selon les courbes  adiabatique humide  que l’on voit sur l’image de l’émagramme. L’air suit le relief et s’élève, il subit donc une détente qui le refroidit. Puis, lorsque l’air redescend sur l’autre versant, il se réchauffe.

Si l’opération a été suffisamment rapide, l’air n’a pas échangé de chaleur avec l’obstacle ni avec l’air d’altitude, il se retrouve donc à la même température de l’autre côté. Maintenant, si l’humidité de l’air est assez importante, l’eau va se condenser en montant. S’il ne pleut pas sur le côté face au vent, en redescendant, l’air se réchauffe et donc les gouttelettes d’eau s’évaporent à nouveau. La chaleur libérée par la liquéfaction en montant est réabsorbée par l’évaporation en descendant, l’air a donc également la même température de l’autre côté du versant. S’il pleut au sommet de la montagne, cela change les conditions, l’air a perdu une partie de son humidité au sommet de la montagne. Il y a donc moins d’eau qui s’évapore et ainsi moins de chaleur absorbée : à altitude égale, l’air de l’autre côté du versant est donc plus chaud.

Considérons une masse d’air située au niveau du sol. On peut déplacer cette parcelle d’air dans la verticale et sa température changera selon la détente ou compression adiabatique. Si le gradient thermique que suit la parcelle est plus grand que le gradient adiabatique, on est en  atmosphère instable . Si cette masse d’air s’élève en altitude, par exemple sous l’effet du vent, elle rencontre de l’air qui est plus froid qu’elle-même.

Donc cette masse d’air est plus chaude que l’air ambiant et donc moins dense. Elle continuera ainsi de monter grâce à la poussée d’Archimède. En général, l’atmosphère n’est absolument instable que près du sol surchauffé lors d’une insolation intense. En effet, en plus du réchauffement mécanique de la parcelle d’air dû à la compression, l’air va absorber un supplément de chaleur en léchant la pente. On en conclut donc que le concept d’atmosphère absolument instable loin du sol est en général une vue de l’esprit. Dans ce cas, l’air en altitude est plus chaud que l’air montant, donc la masse d’air montante est plus froide que l’air ambiant. La montée s’arrête, car la poussée d’Archimède est plus faible que le poids, et la masse d’air retourne vers son point de départ.

Inversement, si la masse d’air descend, elle devient plus chaude que l’air ambiant, la descente s’arrête et la parcelle d’air retourne à son point de départ. Les couches stables d’air ont donc tendance à rester à leur altitude. Stabilité conditionnelle : lorsque la température de l’environnement peut être plus rapide que ce gradient au-dessus d’une certaine altitude. Un soulèvement mécanique permet alors d’atteindre une couche instable et le niveau de convection libre. Ainsi, une couche où le gradient thermique est nul ou négatif, appelées respectivement couche isotherme et couche d’inversion, favorise une stabilité générale de l’air, limitant les développements verticaux de grande ampleur. Une particule qui subit un déplacement vertical et qui ne devient ni plus chaude, ni plus froide que le milieu ambiant, est dite dans une  atmosphère neutre . Elle demeurera au nouveau niveau car aucune force ne s’exerce sur elle pour continuer à la déplacer ou à revenir à son point de départ.

Nous avons parlé jusqu’à présent du gradient adiabatique de la couche sans préciser s’il s’agit d’un gradient adiabatique sec ou humide. Une parcelle d’air soulevée ne peut changer de température plus vite que le gradient adiabatique sec. Une parcelle d’air saturée ne peut, quant à elle, changer de température plus vite que le pseudo-gradient adiabatique humide. Lorsque le gradient thermique se situe entre le gradient adiabatique sec et le gradient adiabatique saturé, on a une atmosphère potentiellement instable : Si la parcelle soulevée est saturée et suit l’adiabatique humide, on a une situation instable. Si la parcelle n’est pas saturée et suit l’adiabatique sèche, on a une situation stable jusqu’à ce que l’on atteigne la saturation par refroidissement d’altitude.

Pour repérer l’instabilité de la masse d’air, on peut pointer la courbe de températures sur un diagramme thermodynamique comme le téphigramme. Sur ces derniers, les taux adiabatiques secs et humides sont tracés et on peut donc facilement les comparer à la courbe. Articles détaillés : Niveau de condensation par ascendance et Niveau de convection libre. Lorsque le déplacement vertical de l’air est relativement important, une particule peut devenir instable même si au départ elle était stable par rapport à son environnement. Dans l’atmosphère, une forte poussée peut occasionner un déplacement et amener la parcelle jusqu’au niveau de condensation par ascendance où la vapeur d’eau contenu qu’elle contient se mettra à former du nuage.