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LBIR1328: Climatologie et hydrologie appliquée à l'agronomie et l'environnementChap. 5 Thermodynamique et dynamique à grandeéchelle de l’atmosphèreHugues GoosseCentre de recherches sur la terre et le climat Georges Lemaître Earth and Life Institute Université catholique de Louvain Place Pasteur, 3 1...

Description

LBIR1328: Climatologie et hydrologie appliquée à l'agronomie et l'environnement

Chap. 5 Thermodynamique et dynamique à grande échelle de l’atmosphère

Hugues Goosse

Image: NASA

Centre de recherches sur la terre et le climat Georges Lemaître Earth and Life Institute Université catholique de Louvain Place Pasteur, 3 1348 Louvain-la-Neuve Tel : +32 10 47 32 98/+32 10 47 32 96/ +32 10 47 32 97 (secretary) e-mail: [email protected]

5.1 Les profils verticaux dans les basses couches de l’atmosphère Rappel Premier principe de la thermodynamique appliqué à un gaz parfait dQ = mcvdT + PdV

Equation d’état des gaz parfaits PV 

m RT M

PdV  VdP 

m RdT M

Relation de Mayer c p  cv 

R M

avec : M , masse molaire ; R , constante des gaz parfaits (= 8,314 J K-1 mol-1), avec cp , chaleur spécifique à pression constante; cv , chaleur spécifique à volume constant.

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5.1 Les profils verticaux dans les basses couches de l’atmosphère Transformation adiabatique : dQ = 0 dQ = mcvdT + PdV PdV  VdP 

c p  cv 

dQ

m RdT M

m

 cp dT 

V dP m

R M

Si: dQ = 0 0  c p dT 

et donc

V RT dP  c p dT  dP m MP

dT R dP  T Mc p P 3

5.1 Les profils verticaux dans les basses couches Les gradients thermiques verticaux Mouvements verticaux de l’air

détente/compression adiabatique de l’air.

Cas de l’air sec dT R dP  T Mc p P

dQ m

 cp dT 

intégration

V dP  0 m

Equil. hydr. : dP   g dz

T1  P1    T0  P0 

R Mc p

dT g    10 °C / km dz cp (gradient adiabatique sec d)

avec :  , masse volumique ; g , accélération due à la pesanteur.

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5.1 Les profils verticaux dans les basses couches Les gradients thermiques verticaux Mouvements verticaux de l’air

détente/compression adiabatique de l’air.

Cas de l’air sec Le gradient adiabatique sec

Source : Lutgens et Tarbuck (2004)

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5.1 Les profils verticaux dans les basses couches Les gradients thermiques verticaux

Cas de l’air humide non saturé Si l’air est humide mais non saturé et que le mouvement vertical ne conduit pas à la saturation, les formules précédentes restent grosso modo valables.

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5.1 Les profils verticaux dans les basses couches Les gradients thermiques verticaux

Cas de l’air humide saturé Air saturé : r = rs  0,622 [es(T)/P] (avec : r , rapport de mélange ; rs , rapport de mélange à saturation ; es , pression de vapeur saturante).

(T, P, rs)

détente adiabatique

(T + dT, P + dP, rs + drs)

condensation libération de chaleur latente ‒Ldrs (avec : L : chaleur latente de vaporisation).

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5.1 Les profils verticaux dans les basses couches Les gradients thermiques verticaux

Cas de l’air humide saturé dT g  dz c L drs p  dT

(gradient adiabatique saturé s)

d  ‒10 °C / km  s  ‒3 °C / km

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5.1 Les profils verticaux dans les basses couches Les gradients thermiques verticaux: applications Le niveau de condensation par élévation

r = rs et rs  Niveau de condensation par élévation (LCL)

r < rs et rs 

Source: Lutgens et Tarbuck (2004)

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5.1 Les profils verticaux dans les basses couches Les gradients thermiques verticaux: applications Le phénomène de foëhn

Source: Lutgens et Tarbuck (2004)

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5.1 Les profils verticaux dans les basses couches Stabilité et instabilité de l’atmosphère Soit une parcelle d’air sec de volume V, de température Tp et de masse volumique ρp au sein d’une couche d’air sec de température T et de masse volumique ρ. Désignons par ap son accélération verticale. Poussée d’Archimède (Vg) Tp, p, Pp (Pp= P) z

Tp > T Tp < T Tp = T

V

T, , P



m MA P  V R T

Poids (Vpg)

ap > 0 : la parcelle subit une accélération vers le haut. ap < 0 : la parcelle subit une accélération vers le bas. ap = 0 : la parcelle ne subit pas d’accélération. 11

5.1 Les profils verticaux dans les basses couches Stabilité et instabilité de l’atmosphère Considérons une couche d’air sec dans laquelle le gradient vertical de température est dT/dz et supposons qu’une parcelle d’air subisse un déplacement adiabatique.

Source: Ahrens (2009)

 Couche stable lorsque dT/dz > d (mouvements verticaux de l’air ralentis).  Couche instable lorsque dT/dz < d (mouvements verticaux de l’air accélérés).  Couche neutre lorsque dT/dz = d.

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5.1 Les profils verticaux dans les basses couches Stabilité et instabilité de l’atmosphère Différentes classes de stabilité dans les basses couches de l’atmosphère

Source: Guyot (1999)

Si la couche d’air est saturée en vapeur d’eau, il suffit de remplacer dans le critère d par s.

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5.1 Les profils verticaux dans les basses couches Stabilité et instabilité de l’atmosphère

Pour une couche d’air humide initialement non saturé, 3 sont cas possibles. Stabilité absolue

Instabilité absolue

Source: Lutgens et Tarbuck (2004)

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5.1 Les profils verticaux dans les basses couches Stabilité et instabilité de l’atmosphère

Pour une couche d’air humide initialement non saturé, 3 sont cas possibles. Instabilité conditionnelle ou sélective

Source: Lutgens et Tarbuck (2004)

Les 3 cas :

Source: Ahrens (2009) 15

5.1 Les profils verticaux dans les basses couches Influence de la stabilité sur le mélange dans les basses couches

Evolution diurne typique du profil vertical de la température dans les basses couches de l’atmosphère. Source : Hufty (2001).

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5.1 Les profils verticaux dans les basses couches Influence de la stabilité sur le mélange dans les basses couches

Profil de vitesse et forme des tourbillons pour un profil neutre (a), instable (b) et stable (c). La partie (d) montre la vitesse du vent en fonction de ln(z) pour les trois cas. Source : Barry et Blanken (2016).

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5.2 Nuages et précipitations Formation des nuages Saturation de l’air + présence de noyaux de condensation (aérosols atmosphériques) condensation nuage

Source : Delmas et al., (2007)

Sans aérosols: sursaturation ( r > rs). 18

5.2 Nuages et précipitations Formation des nuages Brouillard = formation nuageuse dont la base touche sol Brouillard de rayonnement

Brouillard d’advection

(meteoxport-vendres.e-monsite.com, 2013)

Brouillard d’évaporation

Brouillard orographique

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5.2 Nuages et précipitations Les nuages résultent du mouvement ascendant de l’air qui se refroidit par détente adiabatique.

Source: Ahrens (2009)

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5.2 Nuages et précipitations Les nuages sont classés d’après leur forme et sont décrits par des mots latins qui ont une signification bien précise. Ils sont répartis en dix genres, eux-mêmes divisés en espèces.

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5.2 Nuages et précipitations Nuages de l’étage supérieur

Cirrus - Ci (pas de précip.)

Cirrocumulus - Cc (pas de précip.)

Cirrostratus - Cs (pas de précip.)

Nuages de l’étage moyen

Altostratus - As (pluie/neige, granules de glace)

Altocumulus - Ac (pas de précip.) 22

5.2 Nuages et précipitations Nuages de l’étage inférieur

Stratus - St (bruine, neige en grains)

Stratocumulus - Sc (bruine, pluie/neige)

Nimbostratus - Ns (pluie/neige, granules de glace)

Nuages à développement vertical

Cumulus - Cu (averses de pluie/neige)

Cumulonimbus - Cb (orages, averses de pluie/neige, parfois grêle)

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5.2 Nuages et précipitations Formation des précipitations : deux processus contribuent à faire grossir les gouttelettes d’eau La collision‒coalescence

Source: Lutgens et Tarbuck (2004)

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5.2 Nuages et précipitations Formation des précipitations : deux processus contribuent à faire grossir les gouttelettes d’eau L’effet Bergeron (uniquement actif dans nuages froids)

e = esi < es

Source: Ahrens (2009) 25

5.3 Les mouvements horizontaux dans l’atmosphère Les mouvements atmosphériques essentiellement horizontaux.

à

grande

échelle

sont

Source: Lutgens et Tarbuck (2004) 26

5.3 Les mouvements horizontaux dans l’atmosphère La force de Coriolis

Force de Coriolis sur plateau tournant avec crayon feutre : source Ecole Polytechnique Fédérale de Lausanne https://www.youtube.com/watch?v=qVpnh3d4a_w https://www.youtube.com/watch?v=4WDy1ahUpNQ 27

5.3 Les mouvements horizontaux dans l’atmosphère La force de Coriolis

Force de Coriolis sur plateau tournant avec crayon feutre : source Ecole Polytechnique Fédérale de Lausanne https://www.youtube.com/watch?v=qVpnh3d4a_w https://www.youtube.com/watch?v=4WDy1ahUpNQ 28

5.3 Les mouvements horizontaux dans l’atmosphère La force de Coriolis

Variation de la vitesse de rotation de la Terre en fonction de la latitude et ‘impact’ sur la trajectoire d’un objet changeant de latitude. Source: http://www.iupui.edu/~g115/mod08/lecture04.html 29

5.3 Les mouvements horizontaux dans l’atmosphère La force de Coriolis

ac = 2  sin  v = f v avec : Ω : vitesse angulaire de la Terre (2π / 86.400 s-1) ;  : latitude ; f = 2  sin : facteur de Coriolis. Source : Triplet et Roche (1986)

La force de Coriolis est maximale aux pôles et est nulle à l’équateur. Dans l’hémisphère Nord (Sud), elle est dirigée vers la droite (gauche) de la vitesse. 30

5.3 Les mouvements horizontaux dans l’atmosphère Le vent géostrophique Hypothèse: seulement deux forces interviennent pour déterminer la vitesse et la direction du vent : la force due au gradient horizontal de pression et la force de Coriolis. Vent géostrophique = vent qui résulte de l’équilibre entre ces deux e=e 200 km h-1 ; Cb en spirales, précipitations diluviennes).

Image : NASA

Cycle énergétique idéalisé d’un ouragan (Source K. Emmanuel 2006, Physics Today . 45

5.6 La circulation atmosphérique tropicale Les cyclones tropicaux Les cyclones tropicaux se forment à la fin de l’été là où la température de l’océan excède 26,5°C depuis la surface jusqu’à une cinquantaine de mètres de profondeur. Il faut aussi que la force de Coriolis soit suffisante.

Source: Lutgens et Tarbuck (2004) 46...