THERMODYNAMIQUE DE L’ATMOSPHÈRE


THERMODYNAMIQUE DE L’ATMOSPHÈRE
THERMODYNAMIQUE DE L’ATMOSPHÈRE

Les transformations thermodynamiques de l’atmosphère sont matérialisées par tous les phénomènes météorologiques, les plus courants comme les plus violents: sécheresse, vent, nuages, brouillard, pluie, orages, grêle, cyclones... Leur étude logique découle directement de nos connaissances en matière de dynamique et de physique de l’atmosphère, composée d’eau sous ses diverses phases (vapeur, liquide, solide) au sein d’un gaz considéré comme chimiquement homogène, à savoir l’air sec. Les sources énergétiques à considérer sont principalement d’origine radiative et ont déjà été considérées à propos de l’article BILAN RADIATIF DE LA TERRE, auquel on se reportera.

Bien entendu, les aspects purement thermiques de ces échanges radiatifs et énergétiques ne peuvent être négligés: c’est là, en effet, leur première manifestation; de plus, puisque l’atmosphère peut être considérée comme un mélange de gaz presque parfaits, les variations de volume, de pression ou de densité des particules de l’atmosphère peuvent être évaluées sans difficulté.

Ainsi, pour essayer de schématiser clairement les transformations thermodynamiques de l’atmosphère, nous considérerons celle-ci comme une couche gazeuse, composée d’air sec (de masse moléculaire voisine de 29) et de vapeur d’eau, mais contenant aussi de l’eau liquide et solide et quelques autres aérosols, soumise à des variations de pression et de température et placée dans le champ de pesanteur terrestre.

La rotondité de la Terre et sa rotation n’interviennent pas dans les phénomènes thermodynamiques: on n’en tiendra donc pas compte. Les domaines principaux de variations à considérer sont: pour les pressions, de 1 000 à 100 hectopascals; pour les températures, de 漣 80 à + 50 0C; pour les tensions de vapeur d’eau, jusqu’à 30 hectopascals (hectopascal: unité remplaçant le millibar, et à peu près équivalente à 3/4 de millimètre de mercure; 760 mm de mercure = 1 013,25 hPa).

La principale source d’énergie incidente est le rayonnement solaire, pratiquement parallèle, absorbé très faiblement lors de sa traversée de l’atmosphère mais fortement à la surface du sol, en partie diffusé vers l’espace tant par l’atmosphère que par le sol même.

Le rayonnement terrestre émis par les corps naturels, solides et liquides, mais aussi par les gaz atmosphériques, dont en particulier la vapeur d’eau et le dioxyde de carbone, subit de multiples absorptions avant d’aller finalement se perdre, sous forme diffuse, dans l’espace interplanétaire, qui joue ainsi le rôle de «source froide».

L’eau liquide ou solide se trouve surtout à la surface terrestre, et son évaporation directe à partir des océans et du sol humide, ou indirecte par les végétaux (évapotranspiration), permet d’alimenter l’atmosphère en vapeur d’eau.

De ces diverses constatations et données expérimentales, il est possible de déduire les mécanismes de fonctionnement de l’immense machine thermodynamique qu’est l’atmosphère. Mais, selon les échelles de temps et d’espace considérées, certains phénomènes prédominent et d’autres peuvent être considérées comme négligeables.

Ce sont les principaux aspects des mécanismes thermodynamiques se produisant au sein de l’atmosphère qui vont être décrits.

1. Transformations thermodynamiques

En considérant l’atmosphère comme un gaz parfait soumis au champ de la pesanteur terrestre, il est relativement aisé d’en déduire les variations normales de température avec l’altitude. Cela implique, bien entendu, l’hypothèse de transformations adiabatiques, hypothèse vérifiable expérimentalement dans la plupart des cas puisqu’une particule d’air de dimensions suffisantes peut effectivement être considérée comme homogène et isolée par rapport aux autres particules voisines, au moins sur le plan des échanges thermiques.

Transformations adiabatiques de l’air sec

Les principales données concernant l’air sec sont données dans le tableau 1. À partir des lois des gaz parfaits, il est facile de déterminer la variation de température d’une particule d’air soumise à une variation de pression. On obtient alors:

À 0 0C (273 K) et 1 000 hPa, un abaissement de température de 1 0C est obtenu pour une diminution de pression de 12,7 hPa (env. 100 m de variation de hauteur).

La notion de température potentielle découle directement de l’hypothèse adiabatique: c’est la température qu’aurait la particule d’air considérée, ramenée au niveau de pression 1 000 hPa. La température potentielle est une caractéristique de cette particule; elle est indépendante de sa pression et elle permet d’apprécier sa réserve de possibilités thermiques. On peut également décrire l’état d’une particule en utilisant un diagramme thermodynamique dont les coordonnées sont, en ordonnées, lg p0/p (en prenant généralement p0 = 1 000 hPa), en abscisses, la température (fig. 1). Sur un tel diagramme, l’aire entourée par une courbe représentative des états successifs d’une particule est proportionnelle au travail reçu ou fourni par la particule. On peut ainsi facilement apprécier la stabilité d’une transformation, de même que l’énergie nécessaire pour effectuer cette transformation. Mais il convient également de considérer le cas de l’air humide, entraînant d’éventuelles condensations qui se traduisent, physiquement et énergétiquement, par l’introduction de nouvelles données.

Transformations adiabatiques de l’air humide

Lors d’un refroidissement de la particule d’air humide, la tension de vapeur d’eau peut devenir saturante: la vapeur d’eau se condense alors en dégageant une certaine quantité de chaleur liée à ce changement d’état.

Afin de préciser cette notion, il convient tout d’abord de définir les divers paramètres permettant de caractériser le contenu en eau de l’air humide:

– la tension de vapeur d’eau e , exprimée en hectopascals, correspond à la pression partielle due à la vapeur d’eau; additionnée à la pression partielle due à l’air sec, elle détermine la pression totale de l’air humide; à la saturation, il s’agit de la tension de vapeur saturante, dont la valeur n’est fonction que de la température (tabl. 2);

– l’humidité absolue est la masse spécifique de la vapeur d’eau, facilement déduite de e en considérant la vapeur d’eau comme un gaz parfait;

– l’humidité spécifique q est le rapport entre la masse de vapeur d’eau et la masse d’air humide contenue dans un volume défini;

– le rapport de mélange r est le rapport entre la masse de vapeur d’eau et la masse d’air sec contenues dans un même volume d’air humide:

– la température virtuelle T v est une température fictive, celle que devrait avoir l’air sec pour présenter, à la même pression, la même masse spécifique que l’air humide considéré:

À la saturation, les mêmes définitions restent valables, mais les paramètres les plus fréquemment utilisés sont:

– la tension de vapeur saturante es, déjà définie;

– le rapport de mélange de saturation rs.

Le concept d’humidité relative découle directement de cette notion: celle-ci exprime (en pourcentage) la valeur du rapport e/es (ou r/rs, qui en reste très voisin).

Le diagramme thermodynamique décrit précédemment (cf. fig. 1) comporte, en plus des coordonnées T et p, les lignes d’égale température potentielle et celles d’égal rapport de mélange saturant, de même que les lignes pseudo-adiabatiques, tenant compte du dégagement de chaleur provenant de la condensation dès que le point de saturation a été atteint.

Ainsi, et selon les mêmes démarches que pour la définition de la température potentielle de l’air sec, il est commode de déterminer la température pseudo-adiabatique potentielle du thermomètre mouillé : c’est une caractéristique constante d’une particule d’air humide, correspondant à la température, pour la pression 1 000 hPa, de la ligne pseudo-adiabatique descriptive de l’air humide, c’est-à-dire passant par le point de rencontre de l’adiabatique (T, p) et de la ligne de rapport de mélange (rs = r).

Températures significatives

On peut ainsi caractériser une particule d’air sec par sa pression p et par sa température vraie T ou par sa température potentielle ; ces deux températures sont confondues pour la pression 1 000 hPa.

De même, une particule d’air humide peut être définie par sa pression p, sa température vraie T et sa tension de vapeur e, en rappelant cependant que le paramètre humidité peut être déterminé par d’autres notions que la tension de vapeur, dont en particulier:

– la température du point de rosée d, température à laquelle la pression de vapeur saturante serait égale à e;

– la température du point de condensation, température à laquelle, par détente adiabatique, se produirait la condensation;

– la température pseudo-adiabatique potentielle w (cf. Transformations adiabatiques de l’air humique ).

La figure 2 illustre les principales coordonnées thermodynamiques de l’air humide.

Ces diverses notions restent relativement simples tout en paraissant parfois arbitraires ou complexes. Leur utilité pratique est cependant indéniable, surtout pour aborder les problèmes liés à la stabilité de l’atmosphère.

2. Stabilité verticale de l’atmosphère

Considérons l’atmosphère dans un état statique et supposons-la stratifiée horizontalement, en étant soumise au champ vertical de pesanteur.

Équilibre hydrostatique

La pression atmosphérique à un niveau correspond au poids de la colonne d’air qui surmonte l’unité de surface: à une différence de niveau Z correspond une différence de pression p telle que:

福 étant la masse spécifique moyenne de l’air entre les niveaux Z et Z + Z et g l’accélération due à la pesanteur.

Mais, selon la loi des gaz parfaits, on peut écrire:

La formule de Laplace correspond à l’intégration de cette équation en fonction de Z.

Connaissant la répartition verticale des températures en fonction des pressions, il est ainsi possible de déterminer les altitudes (géopotentielles) des niveaux envisagés.

Diverses hypothèses de calcul permettent de définir différentes atmosphères fictives sur lesquelles nous n’insisterons pas.

Nous noterons seulement que, en valeur moyenne, la décroissance de la température avec l’altitude est de l’ordre de 0,65 0C par 100 mètres; cependant, des valeurs positives peuvent être relevées dans les couches d’inversion.

Par ailleurs, au voisinage du niveau de la mer, dans les régions tempérées, la décroissance de pression avec l’altitude est d’environ 12 hectopascals pour 100 mètres, selon la température moyenne retenue (15 0C). Le tableau 3 présente une atmosphère standard des régions tempérées.

Stabilité de l’atmosphère non saturée

Lorsqu’une particule d’air, initialement au niveau Z et à la température T, est élevée au niveau Z = Z + Z, sa pression décroît et, par détente adiabatique, sa température diminue et devient T = T 漣 T. L’intervention de la poussée d’Archimède permet de tirer plusieurs conclusions qualitatives immédiates:

– si T est supérieure à la température de l’air ambiant, la particule a tendance à continuer son ascension; il y a instabilité;

– si T est inférieure à la température de l’air ambiant, la particule a tendance à redescendre à son niveau initial; il y a stabilité;

– si T est égale à la température de l’air ambiant, la particule peut rester à ce niveau; il s’agit d’un équilibre indifférent; le gradient thermique vertical est alors égal au gradient adiabatique et la température potentielle est constante.

L’examen de la courbe de sondage permet ainsi facilement, par le simple tracé sur le diagramme thermodynamique où figurent les lignes adiabatiques sèches, de conclure à propos de la stabilité des diverses couches de l’atmosphère supposée sèche (fig. 3).

Ce raisonnement simple peut être étendu à l’air humide non saturé, sous la seule réserve de considérer les températures virtuelles en lieu et place des températures vraies pour le pointage des divers niveaux du sondage.

En revanche, dès que la condensation peut se produire, il est nécessaire de passer à la notion de température pseudo-adiabatique potentielle, en compliquant légèrement la détermination des paramètres thermodynamiques utiles.

Stabilité de l’atmosphère saturée

Le raisonnement adopté dans le cas d’une atmosphère saturée est similaire au précédent, en remplaçant alors l’adiabatique sèche par une pseudo-adiabatique, c’est-à-dire le gradient adiabatique sec par le gradient adiabatique saturé. On peut ainsi trouver une atmosphère saturée stable, instable ou indifférente.

Effet d’un soulèvement ou d’un affaissement

Toute ascendance forcée de l’air entraîne le soulèvement d’une partie de l’atmosphère: si ce soulèvement n’amène pas de saturation, la stabilité initiale de la couche se conserve. Il en est de même s’il y avait déjà saturation au départ. En revanche, si la saturation se produit au cours du soulèvement, il peut y avoir inversion des conditions de stabilité initiales: il s’agit alors généralement d’instabilité convective, sous diverses formes (fig. 4).

C’est ce dernier cas qui est pratiquement le plus utile pour prévoir la formation et le développement des nuages. Le soulèvement initial peut être dû à des effets orographiques (versant amont d’une colline), à des causes dynamiques (système frontal), à l’échauffement du sol (thermoconvection), à une turbulence d’échelle suffisante, etc.

Les affaissements se traduisent par des effets inverses de ceux qui sont dus aux soulèvements, en pouvant aussi être causés par des phénomènes d’origines diverses et de dimensions très variables et en restant normalement liés à un réchauffement dû à la compression adiabatique.

3. Mécanismes énergétiques principaux

Toutes les transformations thermodynamiques envisagées sont évidemment accompagnées de modifications de l’énergie interne de la particule envisagée et l’adiabatisme, accepté en première hypothèse, n’est pas toujours vérifié à toutes les échelles d’espace et de temps. Des échanges énergétiques ont lieu avec les particules voisines, ne serait-ce que par conduction gazeuse et turbulence, mais surtout des transferts énergétiques se produisent entre le sol ou l’espace et l’atmosphère, principalement par les mécanismes d’évaporation-condensation et de thermoconvection, sans oublier la part importante due aux échanges radiatifs.

Conduction et convection

Le phénomène de la conduction thermique est très généralement lié aux différences de température pouvant exister entre deux particules d’air voisines, qui tendent à acquérir toutes deux des températures identiques par échanges moléculaires. Pratiquement, la conduction gazeuse reste faible et négligeable au sein de l’atmosphère, surtout devant les modifications thermiques liées aux mélanges provoqués par turbulence, à une échelle très supérieure à celle des échanges moléculaires.

Cependant, au voisinage du sol, il peut se produire d’importantes différences de température entre la surface du sol, par exemple fortement échauffée par le Soleil, et l’atmosphère sus-jacente: des écarts de 10 0C sont courants et, pour autant que la conduction reste faible, l’air fortement échauffé au contact du sol forme des «bulles» chaudes qui s’élèvent au sein de l’atmosphère, provoquant alors l’arrivée d’air plus frais, qui s’échauffe à son tour. C’est là, grossièrement décrit, le mécanisme de la thermoconvection.

Celle-ci se produit à des échelles d’espace et de temps très variables, en permettant aussi bien le réchauffement des basses couches et la dissipation des brouillards durant la matinée, que la formation des nuages convectifs et des éventuels nuages d’orage, à un stade ultérieur. Selon l’importance des phénomènes déclenchés, les pseudo-périodicités correspondantes peuvent varier dans de larges limites, en étant par exemple de l’ordre de 15 à 30 minutes pour les cumulus habituels.

Il convient de noter à ce propos toute l’importance de la capacité et de la conductivité thermique du sol, mais aussi de sa couleur, comme de son contenu en eau. De même, les turbulences éventuellement liées au vent et à la rugosité du sol interviennent directement sur les échauffements localisés de l’air. En général, les mouvements thermo-convectifs naissent et se développent plus facilement au voisinage des zones de contraste thermique, entre une vaste surface chaude et une autre plus fraîche.

Lorsque la surface du sol est plus froide que l’air et qu’il n’existe pas de discontinuités horizontales marquées de température, le phénomène de convection fait place à une stagnation de l’air froid au voisinage du sol et le refroidissement ne se répercute en hauteur que très lentement, surtout par conduction; c’est le cas d’une nuit calme.

Bien entendu, la stabilité de l’atmosphère intervient fondamentalement pour bloquer ou, au contraire, accentuer les mouvements convectifs.

Vent et turbulence

L’existence d’un certain gradient horizontal de pression entraîne le déplacement de l’air depuis les hautes pressions vers les basses pressions: c’est là l’origine même du vent.

Au sein de l’atmosphère, lorsque le vent est homogène sur de grandes distances, le mouvement d’ensemble de l’air ne provoque guère de mélange. Au contraire, lorsque des différences sensibles de vitesse ou de direction se manifestent selon l’altitude, il se crée des couches de cisaillement, souvent caractérisées par des turbulences d’autant plus notables que la stabilité de l’air est plus faible.

Il en est de même au voisinage du sol, où les sillages aérodynamiques des obstacles orographiques, la rugosité du revêtement, les amorces de mouvements convectifs, etc., engendrent des turbulences de natures et d’échelles diverses.

C’est ainsi que la notion de couche limite [cf. TURBULENCE] a pu apparaître, avec des définitions d’ailleurs assez variables selon les auteurs: il s’agit pratiquement de déterminer la hauteur de la couche atmosphérique voisine du sol au-delà de laquelle on peut considérer l’atmosphère comme «libre». Il est bien évident que les dimensions des perturbations parasites sont fonction des problèmes envisagés, et que l’épaisseur de la couche limite peut ainsi varier de manière sensible entre quelques mètres, ou même moins sur mer ou sur le désert, et quelques centaines de mètres, si l’on considère les phénomènes à l’échelle synoptique.

En règle générale, cependant, les phénomènes de turbulence ne peuvent être négligés dans les basses couches atmosphériques dès qu’il existe du vent, ce qui est le cas le plus fréquent; la nature du sol et celle du revêtement (forêt, prairies...) peuvent intervenir de manière sensible, surtout par leur rugosité.

Au sein de l’atmosphère libre, les turbulences génératrices de mélange ne se produisent guère, sauf exceptions, qu’en fonction de forts gradients de vent, soit verticaux (variation de vent avec l’altitude), soit horizontaux (en bordure de jet ou de colonnes thermoconvectives puissantes).

Évaporation et condensation

Par diffusion moléculaire, mais surtout par mélange turbulent, la vapeur d’eau peut se répandre dans l’atmosphère pour accroître son humidité, en provenant de zones où règne une tension de vapeur plus élevée. Ces «sources» d’alimentation en vapeur d’eau sont généralement matérialisées par de vastes surfaces évaporantes (océans, mers intérieures) mais aussi, et surtout dans les régions intertropicales, par les végétaux largement alimentés en eau et dont les surfaces foliaires permettent une «évapotranspiration» importante (champs verdoyants, forêts), favorisée par la diffusion turbulente d’origine aérodynamique.

Pour une même rugosité de surface évaporante, la quantité de vapeur d’eau transférée à l’atmosphère est grossièrement proportionnelle:

– à la vitesse du vent,

– à la surface d’évaporation,

– à la différence de tension de vapeur entre la surface évaporante et l’air à son contact.

Pour de vastes plans d’eau ayant une dimension transversale donnée, et par suite de l’insuffisance des phénomènes de diffusion turbulente, l’évaporation n’est cependant pas proportionnelle à la dimension longitudinale, mais plutôt à sa puissance 0,8. En revanche, le refroidissement dont est alors affectée la couche superficielle entraîne son renouvellement par les couches inférieures plus chaudes (effet de thermoconvection inversée), renouvelant ainsi le pouvoir évaporatoire.

Rappelons également que, pour une même température négative, la tension de vapeur au-dessus de la glace est inférieure à celle qui existe au-dessus de l’eau surfondue: des gouttelettes non encore congelées s’évaporent ainsi au profit des cristaux de glace éventuellement existants. C’est là un des processus de croissance de tels cristaux, fréquemment mis en jeu dans les nuages convectifs pour des températures de l’ordre de 漣 2 à 漣 6 0C.

Les mécanismes d’évaporation se produisent très généralement à la surface du sol et n’interviennent guère en altitude que pour la dissipation des nuages qui ne donnent pas lieu à des précipitations. Les processus de condensation, au contraire, sont à l’origine même des nuages et brouillards et ne se produisent que complémentairement à la surface du sol, en provoquant la rosée, la gelée blanche ou le givre blanc.

Pour ces derniers cas, le mécanisme est simple et découle directement du principe de la paroi froide: lorsque les feuilles ou les branches se refroidissent par rayonnement, la nuit, leur température de surface baisse jusqu’au moment où elle atteint celle du point de rosée, provoquant alors le dépôt de l’eau sous forme liquide (ou solide). Les transferts de vapeur d’eau au sein de l’atmosphère, généralement calme, s’effectuent lentement par diffusion moléculaire vers ces points froids et accroissent les dépôts d’eau.

Selon les données relatives aux pertes énergétiques par rayonnement nocturne, on peut ainsi envisager des dépôts de rosée de l’ordre de 0,2 mm par heure, sans tenir compte de la conductivité thermique de l’air et du sol ni des phénomènes convectifs.

En revanche, au sein de l’atmosphère même, lorsque le refroidissement d’une particule d’air se produit par détente, il n’existe pas de support matériel pour accueillir les premières condensations; des études microscopiques montrent cependant la présence de «noyaux», de germes de condensation, formés de microcristaux, de poussières fines, éventuellement hygroscopiques comme dans le cas des noyaux de sel marin ou de polluants soufrés, et ces aérosols permettent la formation de microgouttelettes servant de support aux condensations ultérieures.

Il semble même que la condensation sous forme de cristaux de glace, aux températures négatives, débute par des gouttelettes, qui peuvent exister sous forme liquide jusqu’à 漣 20 et même 漣 40 0C; selon l’activité des noyaux, leur cristallisation se réalise, plus ou moins rapidement, à des températures critiques d’ailleurs variables avec la vitesse de refroidissement, et les cristaux formés s’accroissent alors au détriment des gouttelettes liquides par suite des différences de tension de vapeur saturante.

Pour fixer les idées, il est bon de noter que les nuages étendus contiennent quelques centaines de gouttelettes par centimètre cube, de diamètres normalement compris entre 2 et 50 micromètres et de l’ordre de 10 à 15 micromètres en moyenne. Les nuages convectifs sont généralement composés de gouttes plus grosses (jusqu’à 200 猪m, et en moyenne de 20 à 50 猪m) en moindre quantité.

Quant aux nuages glacés, le nombre de cristaux est beaucoup plus réduit, en général, avec une dimension atteignant souvent le millimètre.

L’accroissement de dimension des gouttelettes se fait en partie par diffusion de la vapeur d’eau, mais aussi, et c’est là le cas normal de formation des fortes pluies, par collisions, par «coalescence» entre gouttelettes de diamètres voisins, surtout lorsqu’il existe une certaine turbulence favorisant ces rencontres. Les gouttes formées sont alors animées de vitesse de chute supérieures à celles des gouttelettes d’origine et captent facilement celles-ci lors de leurs déplacements relatifs: leur diamètre peut alors s’augmenter rapidement, en permettant la formation de gouttes de plus en plus grosses qui déterminent la pluie (tabl. 4).

Il convient de rappeler que, dans les régions tempérées, le processus de formation de la pluie peut être décrit en général ainsi:

– détente adiabatique de l’air humide provoquant refroidissement et formation de micro-gouttelettes;

– congélation d’une partie de celles-ci à des températures négatives et développement des cristaux (diffusion);

– chute lente des cristaux et fusion au passage de l’isotherme 0 0C, avec agglomérations éventuelles;

– chute plus rapide des gouttelettes formées et grossissement par coalescence, avec formation de gouttes de diamètre voisin du millimètre.

En ce qui concerne les averses provenant de nuages convectifs, les mécanismes sont similaires mais plus rapides et brutaux, et la turbulence joue un rôle important, au même titre que les forts courants verticaux qui l’engendrent. Il peut même se produire que les gouttes formées soient reprises dans des jets d’air ascendants, emportées à des températures fortement négatives en restant surfondues, puis brutalement congelées lors de chocs sur des gouttes surfondues ou déjà gelées: on assiste alors à la formation de grêlons, dont les dimensions peuvent atteindre plusieurs centimètres par suite de nombreux va-et-vient verticaux liés à l’existence de courants ascendants dépassant 10 ou même 20 m.s-1 au sein des nuages d’orage.

Lors de toutes ces transformations, et surtout lorsqu’elles sont brutales et relatives aux cristaux de glace, des phénomènes électriques se produisent, modifiant les possibilités de coalescence et engendrant des différences de potentiel énormes, à l’origine des décharges et des éclairs. Et surtout, pour tous ces changements de phases, aussi bien aux stades de l’évaporation ou de la sublimation qu’à ceux de la condensation ou de la cristallisation, des énergies très importantes sont mises en jeu, correspondant aux chaleurs latentes, de l’ordre de 2 500 joules par gramme d’eau pour l’évaporation et de 350 joules par gramme pour la fusion. C’est ainsi que l’énergie nécessaire à l’évaporation ne peut guère être empruntée qu’au sol, et se voit transférée à l’atmosphère lors de la condensation.

Comme ordres de grandeur, en moyennes annuelles, les transferts dus au cycle évaporation-condensation sont au moins égaux à ceux qui proviennent des phénomènes thermiques purs: ces derniers ne prédominent nettement que dans les régions intertropicales, particulièrement dans les zones désertiques peu humides. En revanche, dans les régions équatoriales et sur les océans, c’est avant tout le cycle de l’eau qui assure l’alimentation énergétique de l’atmosphère, part essentielle de la machine thermodynamique que constitue notre planète recevant l’énergie du Soleil pour la transformer en rayonnement propre émis dans l’espace.

Échanges radiatifs

C’est sous la forme du rayonnement solaire, dirigé et quasi parallèle, que parvient à la Terre l’énergie dont découle l’animation de l’atmosphère: ce facteur fondamental a déjà été étudié à propos du bilan thermique [cf. BILAN RADIATIF DE LA TERRE], et l’importance de la surface terrestre quant à la réception et au stockage de cette énergie, diffusée en bonne partie lors de sa traversée de l’atmosphère, est alors nettement apparue. Les effets directs du rayonnement solaire sur l’atmosphère et les nuages restent généralement réduits par suite de la faible absorption habituelle, et l’intervention thermodynamique des échanges radiatifs est principalement liée au rayonnement terrestre de grandes longueurs d’onde.

Les problèmes correspondants d’émission et d’absorption ont été abordés, toujours dans le cadre du bilan thermique, et les quelques ordres de grandeur cités permettent d’apprécier la faible part énergétique habituellement tenue par le bilan radiatif au sein même de l’atmosphère. En revanche, au niveau de la surface terrestre, océan ou sol continental, les bilans de rayonnement sont déterminants pour préciser les énergies disponibles et leurs modes ultérieurs de transfert à l’atmosphère.

Malgré l’importance du sujet, nous n’approfondirons pas ici les échanges radiatifs: on pourra se reporter aux notions exposées dans l’article BILAN RADIATIF DE LA TERRE. Nous examinerons maintenant quelques manifestations météorologiques classiques, découlant directement des considérations thermodynamiques précédentes.

4. Applications météorologiques

Tous les mécanismes énergétiques décrits précédemment sont à l’origine du fonctionnement thermodynamique de la machine atmosphérique et de ses manifestations météorologiques. On peut les résumer schématiquement:

– La nuit, par rayonnement propre vers l’espace, la surface du sol et les surfaces supérieures des couches nuageuses se refroidissent, de même que l’air à leur contact. L’air ainsi refroidi tend à s’accumuler dans les points bas, engendrant l’éventuelle formation de brouillards au sol.

– Le jour, l’apport du rayonnement solaire, direct et diffusé par l’atmosphère, provoque l’échauffement de la surface du sol, puis celui de l’air des couches supérieures, aussi bien par le cycle de l’eau que par thermoconvection. Les ascendances créées déterminent l’éventuelle formation de nuages convectifs.

– Lorsque les champs de pression existants créent des flux de vent marqués, parfois différents au sol et en altitude, les phénomènes de turbulence accroissent les possibilités de mélange et réduisent considérablement l’importance relative des échanges radiatifs. Par contre, des masses d’air de caractéristiques différentes peuvent alors être mises en contact, engendrant d’importantes manifestations météorologiques tout au long de la surface de mélange.

Dans tous ces cas (nous allons en examiner quelques exemples particuliers), les processus thermodynamiques déjà décrits restent fondamentaux.

Brises

La variation diurne des brises locales est un très net exemple de l’importance des effets des rayonnements, lorsque le vent synoptique reste faible.

Le volant thermique que possède la surface de la mer est beaucoup plus important que celui de la surface du sol nu, moins conducteur et moins alimenté en eau: le refroidissement nocturne est donc moins rapide sur mer que sur terre, au même titre que l’échauffement diurne, et il s’ensuit la création d’une circulation d’air perpendiculaire à la côte, de sens opposés au sol et en altitude (de 500 à 1 000 m), s’inversant le jour et la nuit – en fin d’après-midi et en début de matinée (fig. 5).

En montagne, des effets similaires provoquent la formation des brises de pente et de vallée.

Il faut noter qu’une vaste forêt d’arbres à feuilles caduques, convenablement alimentée en eau, joue un rôle comparable à celui d’un large plan d’eau: les mouvements verticaux d’origine thermoradiative qui en découlent sont bien connus des fervents du vol à voile et des oiseaux planeurs. Des différences similaires peuvent exister entre champs voisins, selon la nature de la couverture végétale et le stade de la végétation.

Sans chercher à épuiser cette question, on peut relever ici le lien qui s’établit entre les divers phénomènes successifs signalés:

– échanges radiatifs,

– différences de température,

– variation de pression,

– création du vent.

À une plus grande échelle d’espace, l’échelle synoptique, le processus est similaire mais le vent horizontal, découlant directement du champ de pression, est ainsi également lié aux répartitions verticales des températures qui déterminent en bonne part la densité de l’air. Nous n’insisterons pas sur cet aspect complexe et largement utilisé pour la prévision numérique en météorologie, au moins dans les régions tempérées.

Brouillards

Le brouillard n’est autre qu’un nuage au sol: tous les mécanismes de formation des nuages peuvent donc être envisagés, y compris la détente par convection sur le versant au vent d’une colline. Cependant, nous considérerons surtout l’influence des phénomènes radiatifs, particulièrement notable pour la formation des brouillards de rayonnement par vent calme: par ciel clair et atmosphère pure et sèche, le rayonnement propre du sol provoque un refroidissement sensible de la surface du sol, gagnant peu à peu l’air des basses couches, dont la température atteint éventuellement celle du point de rosée. Il se forme alors des gouttelettes en suspension dont la présence diminue le rayonnement propre de la surface du sol, et la couche émissive voit sa hauteur croître lentement au sein même de la couche de brouillard. La conductivité thermique du sol, liée à son contenu en eau, mais aussi son alimentation en eau et ses possibilités d’évaporation interviennent fondamentalement et expliquent les aspects très locaux de la formation de semblables brouillards.

Les brouillards d’évaporation sont dus au contact d’une couche d’air froid avec un sol humide et relativement tiède; certains brouillards de rayonnement sont également des brouillards d’évaporation.

Les brouillards de mélange sont engendrés par le mélange de deux masses d’air humides à des températures suffisamment différentes pour que le point de saturation soit dépassé lorsque le mélange est effectif: de tels brouillards se forment ainsi, comme les nuages frontaux, à la limite de masses d’air différenciées.

Les brouillards d’advection se caractérisent par l’arrivée d’un air chaud et humide sur un sol relativement froid: c’est là un mécanisme très voisin de celui relatif aux brouillards de rayonnements.

Bref, la formation de ces types de brouillards fait intervenir des aspects thermiques et hydriques qu’il est parfois très difficile d’estimer et de prévoir avec précision, et c’est ainsi que les problèmes thermodynamiques liés aux brouillards, à leur création, à leur extension ou à leur dissipation, restent encore nombreux, physiquement mal connus et toujours très délicats à traiter.

Effets de la rugosité du sol et de l’orographie

Aussitôt qu’une particule d’air se déplace, surtout au voisinage du sol, les phénomènes de turbulence interviennent pour accroître les possibilités de mélange et de diffusion. Toutes les échelles peuvent être envisagées, depuis les microturbulences liées au sillage aérodynamique d’un brin d’herbe jusqu’aux vastes tourbillons thermoconvectifs générateurs des nuages d’orage.

Si nous considérons ici les effets dynamiques du vent, il faut s’attacher particulièrement à la rugosité du sol, intervenant aussi bien au niveau très localisé de l’évaporation à partir d’une feuille ou d’une motte de terre qu’à celui, plus vaste, de l’influence du relief sur la convection forcée, au passage d’une ligne de collines par exemple.

Ce dernier aspect donne lieu à des manifestations assez spectaculaires connues sous le nom de l’«effet de fœhn» (fig. 6). Lorsque de l’air humide aborde le versant au vent, l’ascendance forcée ainsi provoquée se traduit par une décroissance de température adiabatique jusqu’à la condensation, puis par une pseudo-adiabatique saturée au-delà de ce niveau. Si des précipitations peuvent se produire, une partie de l’eau liquide est éliminée, et le réchauffement dû à la descente de l’air sur le versant aval, essentiellement selon une adiabatique sèche, se traduit finalement par un accroissement de température et un assèchement très sensibles de l’air au-delà de la ligne de montagnes pour des altitudes identiques.

Cet effet est extrêmement marqué au passage des Alpes, en Allemagne du Sud. Il s’accompagne de phénomènes électriques souvent marqués, dus à la sécheresse de l’atmosphère.

Notons par ailleurs l’importance de cette convection forcée, d’origine dynamique, sur la répartition des précipitations en montagne, mais aussi sur les possibilités de déclenchement des instabilités et sur la nature des turbulences créées par les sillages aérodynamiques à grande échelle.

Nuages thermoconvectifs

Hormis les cas de convection forcée qui viennent d’être envisagés et que nous reverrons à propos des systèmes frontaux, la convection thermique reste normalement à l’origine des nuages convectifs cumuliformes (fig. 7).

Selon le degré de stabilité de la masse d’air, mais aussi selon l’échauffement de la surface du sol, des «bulles» d’air chaud se forment, de dimensions assez variables, et s’élèvent au sein de l’atmosphère, à des vitesses et jusqu’à des altitudes dépendant de nombreux paramètres. Le contenu en eau intervient de manière presque aussi déterminante que les températures et il est possible, à l’aide des diagrammes thermodynamiques, de prévoir le niveau de la base des nuages formés et leur évolution diurne, l’altitude de leurs sommets, leur extension relative et leur activité.

Les nuages thermoconvectifs créés couvrent ainsi toute une gamme dimensionnelle, depuis le petit cumulus de beau temps, entre 1 000 et 1 500 mètres d’altitude et d’une centaine de mètres de rayon à la base, au cumulo-nimbus d’orage, s’étendant verticalement entre 500 et 10 000 mètres, pour un diamètre horizontal de quelques kilomètres.

Les vitesses verticales dépassent souvent plusieurs mètres par seconde, en atteignant même 25 m.s-1, dans le cas de forts nuages d’orage. Aux alentours de ces nuages, et parfois même en leur sein, des courants descendants s’établissent naturellement en compensation, couvrant généralement de vastes surfaces et, ainsi, de moindre intensité que les ascendances.

Les tourbillons, les tornades et même les cyclones sont directement issus de tels phénomènes thermoconvectifs pour lesquels les mouvements verticaux s’accompagnent de rapides rotations d’axe vertical, en formant de véritables tubes ou entonnoirs d’aspiration, de diamètres compris entre plusieurs mètres et quelques kilomètres.

Fronts et systèmes nuageux frontaux

À une plus grande échelle d’espace, mais aussi de temps, correspondant à l’échelle dite «synoptique», il est nécessaire de concevoir l’existence de vastes masses d’air dont les caractéristiques sont définies par leur origine et leur histoire et concernent principalement la répartition verticale des températures et humidités. L’évolution de ces masses d’air est dictée par leurs déplacements et leurs échanges avec les diverses surfaces de sol «survolées». Mais, par le jeu des vents découlant des champs de pression aux divers niveaux de l’atmosphère, ces masses d’air différenciées peuvent être amenées en contact, sinon même en opposition.

En règle générale, l’air plus chaud a tendance à s’élever au-dessus de l’air plus froid: ainsi, les masses d’air froid jouent fréquemment un rôle de «coin», de plan incliné le long duquel glisse l’air chaud pour le surmonter. Cela implique une convection forcée, comme nous l’avons déjà vu à propos des effets orographiques, avec toutes ses conséquences concernant en particulier les précipitations.

Selon la direction dans laquelle se déplace la limite de séparation, on peut distinguer les fronts chauds (mouvement vers l’air froid) et les fronts froids (mouvement vers l’air chaud).

Les occlusions mettent en jeu une troisième masse d’air, plus chaude et rejetée en altitude (fig. 8).

Le passage du front est normalement accompagné d’une variation de température, d’une rotation du vent et d’un minimum de pression. Ces phénomènes sont particulièrement notés pour les fronts froids, et, de manière très brutale parfois, pour les lignes de grains: en moins de 10 minutes, la baisse de température peut atteindre de 10 à 15 0C, le crochet de pression dépasser 5 hectopascals au sol et le vent tourner de 900 avec des rafales atteignant de 30 à 35 m.s-1.

Modifications artificielles du temps

Toutes ces manifestations météorologiques classiques restent essentiellement liées aux transformations thermodynamiques se produisant au sein de l’atmosphère. Le problème s’est souvent posé de les modifier: création de pluie artificielle pour l’agriculture, dissipation du brouillard, défense contre les gelées nocturnes, lutte contre les cyclones...

Il apparaît facilement que les énergies mises en jeu par la nature sont énormes, de l’ordre de 1012 joules à l’échelle locale de quelques kilomètres carrés, aussi bien pour les bilans radiatifs que pour les bilans hydriques et pour une durée de quelques heures: un simple cumulus de beau temps correspond à une énergie de cet ordre, en affectant à un volume représentant près d’un million de tonnes d’air sec, environ 1 000 tonnes d’eau liquide sous forme de gouttelettes et plusieurs millions de tonnes d’eau à l’état vapeur.

Pour ne pas être dérisoires, les interventions humaines devraient ainsi faire appel à des énergies dépassant, généralement, le domaine de nos ressources habituelles. Il ne reste donc possible que d’essayer d’intervenir au stade de la formation des phénomènes incriminés, en orientant différemment l’évolution naturelle grâce à des modifications artificielles, même mineures, des paramètres thermodynamiques déterminants.

Mais il s’agit là d’opérations délicates, de dosages subtils intervenant au moment opportun, qu’il reste nécessaire de préciser et d’affiner, sans jamais pouvoir s’abstraire des incidences ni des origines thermodynamiques des mécanismes mis en jeu: des connaissances plus approfondies restent indispensables, aussi bien sur le plan qualitatif des mécanismes physiques mis en jeu que sur le plan quantitatif des transferts énergétiques concomitants.

Encyclopédie Universelle. 2012.

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