Ls mouvements verticaux dans l atmosphère. CO1 Climatologie et hydrologie

Transcription

1 Ls mouvements verticaux dans l atmosphère CO1 Climatologie et hydrologie

2 Le plan du TD!! Les mouvements de l air!! Les règles physiques!! L évolution thermique verticale!! L instabilité!! Les différentes couches de la troposphère!! L émagramme simplifié!! La convection libre et forcée!! A retenir!! Exercices

3 Les mouvements de l air (1) o! Le mouvement de l air et de l eau est déterminée par des règles simples édictées depuis plus de 3 siècles. Le mouvement d un corps dépend des forces qui s exercent sur lui (la force se définit par la direction dans laquelle elle s exerce + son intensité). La première loi de Newton sur le mouvement: «tout corps reste au repos ou continue son mouvement en ligne droite tant qu une force ne vient pas modifier cet état de fait» o! Au sein du système climatique, un état immobile correspond non pas à l absence de force mais à un équilibre entre plusieurs forces dont l intensité nette est nulle et les directions opposées o!les mouvement verticaux de l air: -! soit l air est obligé de monter mécaniquement en altitude (obstacle, convergence des vents dans les basses couches): c est la convection forcée -! soit l air monte (ou descend) sous l effet des différences de densité: c est la convection libre

4 Les mouvements de l air (2) o! Les mouvements verticaux sont en moyenne très lents ( < 1m/s avec un maximum vers m/s dans les cumulonimbus) o! Cette faible intensité est due à l équilibre hydrostatique (équilibre entre deux forces); il y a une force qui s exerce vers le bas (force de gravité) et une force qui s exerce vers le haut (force de pression) depuis les HP de surface vers les BP d altitude = l équilibre qui résulte de l application de ses deux forces s appelle l équilibre hydrostatique et détermine la répartition de la pression atmosphérique et est directement à l origine de l évolution de la température

5 La décroissance thermique o!la température diminue avec l altitude pour deux raisons: -!l atmosphère est surtout chauffée par le bas (RT + chaleur sensible/latente depuis la surface) -!la pression diminue avec l altitude o!soit un volume d air (Vo) à une température (To); la pression (Po) s exerce sur lui : - si la pression diminue, le volume occupé par le gaz augmente (les chocs moléculaires sont moins intenses) et la température reflet de l agitation moléculaire diminue aussi = la dilation d un gaz entraîne donc une baisse de la température - à l inverse, la compression d un gaz le réchauffe car on augmente la pression, donc le volume d air décroît et la température augmente

6 Les différentes couches troposphériques Z (km) 10 stratosphère inversion stratosphérique tropopause troposphère baisse moyenne de la T avec l altitude 5 couche d inversion couche isotherme 0 couche d inversion T

7 Les adiabatiques o! La décroissance de la température avec l altitude est égale à 1 C par 100m de déplacement vertical = ce gradient s appelle l adiabatique sèche (A) o! Si l air contient des molécules d eau et que la saturation est atteinte lors de l ascendance = libération de chaleur latente au moment de la condensation = limitation du refroidissement. L évolution de la T dans de l air saturé est appelée la pseudo-adiabatique saturée (PAS) et varie entre 0.4 et 0.8 C par 100m diminution > 0.4 et < 0.8 C / 100m Z diminution = 1 C / 100m température

8 Un exemple de convection o! Stratification thermique stable avec apparition d une anomalie positive dans les basses couches = convection libre

9 L émagramme (1) o! En moyenne la troposphère est stable, mais l équilibre peut être rompue et de petits volumes d air peuvent subir des mouvements verticaux = c est l instabilité (qui peut être à l origine des formations nuageuses cumuléïformes) Z détente adiabatique: aucun échange de chaleur avec l extérieur température

10 L émagramme (2) o! L émagramme est un diagramme utilisé en météorologie permettant de connaître l état de stabilité d une colonne d air. Visualisons 3 cas théoriques: Z2 courbe d état Z1 td ts t température

11 L émagramme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

12 L émagramme (4) o! Cas de flottabilité positive : plus l écart entre t et td/ts est important et plus le mouvement vers le haut sera rapide Z2 Z1 t td ts température

13 L émagramme %/')#1K#-*#L#%#/&)#-&4)5'-1&#0=)5.-8/)#8/-#'0199)#01/'#*)'#.1/4).)&0'##%'()&$%&0'#295:')&()#$31M1&)#$%&'#*%#'05%01'9=I5)6#A#

14 L émagramme (6) o! Cas de flottabilité conditionnelle td < t < ts Z2 Z1 td t ts température

15 L émagramme 5)051/4)#$1&(#9*/'#(=%/$)#8/)#'1&#)&4-51&&).)&0#206.-#(010-,! )0#')#5)051/4)##$1&(#9*/'#B51-$)##8/)#'1&#)&4-51&&).)&0#)0#5)01.<)# A#.-#(010-,!#(.%1&)!!!#R*#'3%?-0#-(-#$3/&#(%'#*+06.-#(010-,!$%6*04%66)11)!!

16 Pour résumer -! Dans la réalité, la stabilité absolue ou l instabilité absolue sont assez rares; l atmosphère est généralement en instabilité conditionnelle

17 Un cas théorique (1) Z Z -! mais la courbe d état peut chevaucher les adiabatiques et générer des stratifications de différentes stabilités équilibre avec la temp. de l air ambiant début de la convection libre condensation formation nuageuse dans la colonne d air température

18 Un cas théorique (2) o! La parcelle d air (PA) saturée en vapeur d eau - s élève en suivant la PAS o! La condensation de la vapeur d eau génère une nébulosité verticale depuis la surface jusqu au niveau A o!la PA continue de s élever depuis le niveau A jusqu à ce qu elle croise la courbe d état Z A : arrêt de la saturation Z la parcelle est saturée en vapeur d eau température

19 La convection libre et forcée (1) o!il faut bien faire la différence entre la convection libre qui dépend des différences de densité au sein de l air et la convection forcée qui dépend d une force agissant sur l air et l obligeant à monter mécaniquement

20 La convection libre et forcée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

21 À retenir!! Les mouvements verticaux de l air s organisent à partir d un état d équilibre appelé équilibre hydrostatique!! La convection libre et la convection forcée sont à l origine des mouvements verticaux de l air!! L air qui s élève se refroidit selon un taux de -1 C/100m. S il est saturé, la condensation de la vapeur d eau ralentit cette baisse

22 Exercices (1)

23 Exercices (2)

24 Exercices (3)