Examen 2018, questions et réponses PDF

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Question examen 2 climatologie Cours 6 Comprendre le fonctionnement du ballon-sonde (N);Le ballon-sonde (figure 6) est constitué d’un ballon gonflé avec un gaz léger (ex. hélium) et équipé d'une radiosonde. La radiosonde est un boitier de plastique qui contient les instruments de mesures serva...

Description

Question examen 2 climatologie Cours 6 Comprendre le fonctionnement du ballon-sonde (N); Le ballon-sonde (figure 6.2) est constitu d’un ballon gonfl avec un gaz lger (ex. hlium) et quip d'une radiosonde. La radiosonde est un boitier de plastique qui contient les instruments de mesures servant & effectuer le radiosondage. Pendant son vol, la radiosonde est en contact avec le sol gr*ce & un metteur radio. Le ballon gonfl avec un gaz lger fait monter la mini-station mtorologique dans l'atmosph-re. Le ballon s'l-ve & une vitesse d'environ 18 km/h et les instruments contenus dans la ministation mtorologique mesurent la temprature, la pression et l'humidit. Les informations sont transmises par un metteur radio & la station de lancement du ballonsonde et sont ensuite achemines vers un centre de prvision. les l*chs de ces ballons s'effectuent deux fois par jour, & 0h temps universel (TU) et 12h TU, selon une convention de l’Organisation mtorologique mondiale (OMM). Tous les pays du monde effectuent leurs l*chs aux m9mes heures, ce qui permet aux scientifiques d’utiliser ces donnes instantanes de plusieurs endroits de la plan-te pour raliser des prvisions mtorologiques & partir d’un mod-le numrique du climat Nommer et définir les cinq composantes du diagramme aérologique (N);

Les trois premi-res composantes servent & dfinir l’tat du fluide atmosphrique : la pression, la temprature et le rapport de mlange (humidit).

pression (altitude) La pression est une force qui agit sur une unit de surface. En mtorologie, c’est la force exerce par l'atmosph-re sur une unit de surface de la Terre Sur le tphigramme, les lignes de pression sont reprsentes en vert (figure 6.5) et l’unit est l’hectopascal (hPa) ou le millibar (mb). En fait, 1 hPa est gale 1 mb. La premi-re chose que l’on constate en regardant sur le tphigramme c’est que la pression diminue avec l’altitude. En fait, plus on s’l-ve plus la hauteur de la colonne d’air audessus de nos t9tes diminue (figure 6.6). Par ailleurs, l’expression mathmatique de Laplace montre que la pression dcro>t de fa?on logarithmique avec altitude (Figure 6.7): Z – Z0 = 67,5 T log (p0/p) ou Z – Z0 : épaisseur de l’atmosph)re entre le niveau Z0 et Z T : température dans la couche d’air p0 : pression au niveau Z0 p : pression au niveau Z

En mtorologie, on utilise plutBt un multiple du pascal, l'hectopascal (hPa), pour les mesures de la pression atmosphrique (1 hPa = 100 pascals). Cependant, on utilise encore tr-s souvent l’ancienne unit qui est le millibar (mb) (1 millibar = 1hectopascal). La pression atmosphrique moyenne au niveau de la mer est d'environ 1013,25 hPa (ou 1013,25 mb). En fait, cette valeur moyenne est dfinie pour l’atmosphre standard ou normalise. C’est d’ailleurs cette valeur de pression (1013,25 hPa) que l’on retrouve & l’altitude 0 m-tre sur le tphigramme

temprature Sur le tphigramme, les lignes d’gales tempratures appeles aussi isothermes sont reprsentes par des lignes obliques de couleur verte (figure 6.8). L’unit principale utilise est le degr Celsius mais on retrouve aussi l’unit Fahrenheit

rapport de mlange  saturation (Rvs) L’air ne peut contenir qu’une certaine quantit d’eau & l’tat de vapeur, compte tenu de sa pression et de sa temprature. Lorsque cette quantit est dpasse, on voit appara>tre l’eau sous forme de gouttes liquides, on dit que le point de condensation (ou point de rose) est atteint et que l’air est satur en eau. Le rapport de mlange & saturation indique donc le nombre de grammes de vapeur d’eau ncessaire pour saturer 1 kg d’air sec & une temprature et une pression donnes.

On observe sur la figure 6.9 que plus l’air se refroidit plus R vs devient petit. On peut imaginer Rvs comme tant le contenant et Rv comme tant le contenu. Quand les tempratures diminuent, Rvs ou le contenant se rduit et finit par atteindre la m9me taille que le contenu (Rv). Autrement dit, c’est que le contenant (Rvs) devient rempli (Rv) jusqu’& pleine capacit. Cette galit se produit lorsque l’on atteint la temprature du point de rose. HR= (Rv/Rvs) x 100 ou HR : humidité relative Rv : rapport de mélange réel (g de vapeur d’eau/kg d’air sec) Rvs : rapport de mélange 0 saturation (g de vapeur d’eau/kg d’air sec) Sur le tphigramme, les lignes d’gal rapport de mlange & saturation sont indiques par des lignes obliques de couleur orange, qui sont moins inclines que les isothermes et qui les recoupent. L’unit utilise est le gramme de vapeur d’eau par kilogramme d’air sec (g/kg). En observant les valeurs de R vs sur le tphigramme, on constate que le rapport de mlange & saturation augmente avec les tempratures. En effet, l’air chaud peut contenir beaucoup plus de vapeur d’eau que l’air froid.

Exercices sur les trois premires composantes du tphigramme

adiabatique (ou adiabatique sche) pour l’air non satur Les deux derni-res composantes du tphigramme indiquent quel sera le taux de refroidissement d’une parcelle d’air lors d’un soul-vement vertical. Deux cas de soul-vement sont possibles : celui d’une parcelle d’air non satur et satur. Selon l’tat de saturation, le gradient vertical de temprature sera diffrent. Concr-tement, les adiabatiques vont nous servir & chaque fois que nous ferons un soul-vement vertical de l’air. L’adiabatique s-che devra 9tre utilise lorsque le soul-vement concerne de l’air non satur (HRnent est plus apparent en hiver. Un Chinook peut durer une heure ou plusieurs jours

Exercice

Tout d’abord, les prcipitations abondantes sur le versant Ouest ont fait perdre 3g d’eau par kg d’air sec (7,7 – 4,7 = 3) & l’atmosph-re et la temprature de l’air a chut de 11°C, soit un taux de 5,5°C par 1000 m d’altitude. Sur l’autre versant, quant l’air a commenc sa descente, il s’est rchauff au taux de l’adiabatique s-che soit 10°C par 1000 m. L’air est descendu de 1500 m (soit jusqu’& 500 m), il s’est donc rchauff de 15°C (14 – -1 = 15) au total pour s’tablir & 14°C & 500 m d’altitude . l’humidit relative est passe de 100% au sommet de la montagne & 45% sur le versant Est & 500 m d’altitude. Cette chute est attribuable au fait que le rapport de mlange & saturation a passablement augment entre le sommet et le bas de la montagne car l’air, en se rchauffant, augmente sa capacit & contenir de l’eau Comprendre les processus de stabilisation et de déstabilisation de l’air et prévoir 0 l’aide du téphigramme, la formation ou non de nuages convectifs ainsi que la hauteur de la base et du sommet (plafond) des nuages s’il y a formation de ceux-ci (N);

Ainsi, une parcelle d’air non-satur qui s’l-ve et se refroidit suivant le taux de l’adiabatique s-che (10°C/1000 m) peut arriver dans une couche plus froide ou plus chaude qu’elle-m9me : si la parcelle d’air est plus chaude que l’air ambiant, elle va continuer son ascension car plus lg-re que l’air ambiant → on est donc en condition d’air instable; si la parcelle d’air est plus froide que l’air ambiant, elle tend & redescendre & son point de dpart → on est donc en condition d’air stable. Pour qu’un soul-vement vertical se ralise, l’atmosph-re doit 9tre en condition instable. P l’oppos, si l’atmosph-re est stable il n’y aura pas de soul-vement.

Pour vrifier si un profil thermique mesur avec un ballon-sonde est instable il faut faire un test de soul-vement de la parcelle d’air. Pour ce faire, on soul-ve un chantillon d’air ambiant situ dans le bas du profil. Sachant qu’une parcelle d'air non-satur souleve se refroidit au taux de l’adiabatique s-che, on examine si la parcelle d’air demeure plus chaude (instable) ou plus froide (stable) que l’air ambiant.

La figure 7.10 illustre le cas inverse oW l’air ambiant prsente un profil stable. C’est-&-dire que le test de soul-vement de la parcelle d’air confirmerait que celle-ci se retrouve toujours dans de l’air ambiant plus chaud qu’elle. Cela signifie que la parcelle d’air plus froide retournerait & son point d’origine parce que plus froide, donc plus dense.

Prvision de la formation ou non de nuage convectifs et prvision de la hauteur de la base et du sommet (plafond) des nuages 3 situations

Processus de stabilisation et dstabilisation Tous d’abord il existe deux processus de stabilisation (figure 7.14): Rchauffement en altitude : il peut 9tre caus par l’arrive d’une masse d’air chaude en altitude ou par compression adiabatique; Refroidissement prs du sol : il peut 9tre de nature radiative (pertes par rayonnement infrarouge tr-s importantes) ou 9tre associ & l’arrive d’une masse d’air froide. Au sol, la stabilisation s’accompagne souvent d’une diminution de la vitesse du vent. La dstabilisation s’op-re aussi de deux fa?ons (figure 7.15): Refroidissement en altitude : qui peut 9tre caus par une advection d’air froid; Rchauffement au sol : rchauffement radiatif, le jour. Le processus de dstabilisation est souvent accompagn d’un changement du caract-re du vent (ce dernier souffle en rafale et sa direction change par saccades). L’occurrence simultane d’un rchauffement au sol et d’un refroidissement en altitude est & l’origine des orages les plus violents. Le jour, les couches infrieures de l’air s’chauffent rapidement sous les rayons du soleil. L’air devient alors tr-s instable et des «bulles» d’air chaudes se dtachent du sol, s’l-vent, et par mlange avec l’air ambiant, rchauffent des couches d’air de plus en plus hautes. Si le niveau de condensation est atteint, il se forme des nuages convectifs.

la nuit, sous un ciel dgag, le sol et l’atmosph-re se refroidissent & cause des pertes importantes de chaleur par rayonnement infrarouge et frquemment, si le temps est clair et calme, une inversion thermique appara>t. Une telle situation est synonyme d’air tr-s stable oW la convection est nulle. Énumérer et décrire les principaux types de soul)vements verticaux (N);

Il existe quatre grandes catgories de soul-vements verticaux : Soulvement orographique : ce type de soul-vement se produit lorsque l’air rencontre un obstacle physique naturel comme une cha>ne de montagnes. C’est ce type de soul-vement qui est & l’origine de la formation du Chinook; soulvement frontal : ce type de soul-vement se produit lorsque deux masses d’air aux proprits thermiques diffrentes se rencontrent. Il y a deux sous-types de soul-vement frontal. celui associ & un front froid, c’est-&-dire lorsqu’une masse d’air froide en mouvement rencontre une masse d’air chaude P ce moment, l’air froid plus dense, provoque le soul-vement de l’air chaud plus lger, et & leur contact, on voit appara>tre une formation nuageuse & fort dveloppement vertical (cumulus). il y a celui associ & un front chaud, c’est-&-dire lorsque de l’air chaud en mouvement se dirige vers une masse d’air froide (figure 7.16-B). Comme cet air chaud est plus lger, il chevauchera la masse d’air froid (passera par-dessus). Dans la zone de contact on verra aussi la cration de nuages mais se dveloppant plutBt & l’horizontal (stratus);

Soulvement d! au frottement : en frottant le sol, l’air se brise en une srie de tourbillons que l’on appelle turbulence mcanique. Ces soul-vements se produisent aussi & cause d’obstacles physiques naturels ou artificiels (b*timents en hauteur) et sont donc de la m9me nature que les soul-vements orographiques

Soulvement dynamique : ce type de soul-vement est caus par une variation dans l’espace de la vitesse ou la direction du vent, ou des deux simultanment. P chance, ce type de soul-vement engendre la formation de zones de convergence et de divergence qui donneront & leur tour des cellules de convergence/divergence.

Nommer les masses d’air qui touchent nos régions et connaître leurs caractéristiques générales (N).

Les masses d’air correspondent & une portion relativement grande (des centaines & des milliers de km) de la troposph-re dans laquelle la temprature et l’humidit ont une certaine uniformit horizontale. La formation d’une masse d’air est troitement lie & sa rgion d’origine et aux rgions au-dessus desquelles elle voyage.

Une masse d’air sec portera le nom de « continental », pour laisser entendre que son passage au-dessus du continent ne lui a apport que peu d’humidit. P l’oppos, le mot « maritime » identifie des masses d’air humides arrivant des grandes tendues d’eau ou des grandes sources d’humidit que sont les ocans ou les grands espaces oW la vgtation est abondante.

Continentale arctique (cA) Les froids intenses et les records de basses tempratures sont souvent associs & cette masse d’air qui constitue la plus froide d’entre toutes. la masse d’air continentale arctique recouvre une rgion glace et enneige. Les basses tempratures qui limitent la quantit maximale de vapeur d’eau que l’air peut contenir font en sorte que cette masse d’air est tr-s s-che. Si cet air se dplace au-dessus d’une grande tendue d’eau telle que les Grands Lacs, il est considrablement rchauff, et son gradient thermique vertical se renforce au niveau des couches infrieures. Cette situation peut donner naissance & des prcipitations neigeuses tr-s abondantes sur le versant Est des Grands Lac qu’on appelle « ceinture de neige » L’t, cette masse d’air a peu d’effet sur l’Amrique du Nord car elle demeure confine au- dessus du pBle Nord.

Maritime arctique (mA) L’hiver, cette masse d’air en provenance de l’Alaska ou de la Sibrie, est compose d’air continental arctique qui atteint la cBte du Pacifique, apr-s une trajectoire relativement courte au-dessus de la partie nord de l’ocan Pacifique. En se dpla?ant au-dessus de

l’eau, l’air devient un peu plus chaud, plus humide, et par consquent instable jusqu’& de hautes altitudes, ce qui entra>ne la formation de strato-cumulus. En t, cette masse d’air provient plutBt de l’Arctique. En gnral, la masse d’air maritime arctique est un peu moins froide que la masse d’air continentale arctique, mais elle demeure plus froide que la masse d’air maritime polaire.

Maritime polaire (mP) Lorsque le froid de l’Arctique pn-tre le territoire ocanique jusqu’aux eaux chaudes des latitudes tempres, cet air devient plus chaud et plus humide que l’air maritime arctique; on l’appelle alors l’air maritime polaire. En hiver, cette masse d’air atteint la cBte du Pacifique apr-s un long voyage en provenance de l’Ouest, au cours duquel elle a gagn un secteur oW l’ocan Pacifique est relativement chaud. Son ascension orographique le long des montagnes donne lieu & des formations nuageuses tr-s tendues et & des pluies abondantes; prcipitations abondante sur le versant Ouest des montagnes Rocheuses et ass-chement sur le versant Est (Chinook). En t, cette masse d’air provient de l’Arctique et les nombreux lacs du Grand Nord l’alimentent en humidit.

Maritime Tropicale (mT) Les rgions d’oW proviennent les masses d’air maritimes tropicales sont le golfe du Mexique, la mer des Cara\bes et les ocans Atlantique et Pacifique, au sud du parall-le 30°N. c’est l’air maritime tropical, tr-s chaud et tr-s humide, qui prdomine au sud du front polaire. L’hiver, l’air maritime tropical gagne rarement la surface au Nord des Grands Lacs, mais il est souvent prsent en altitude. La venue d’une masse d’air maritime arctique le soul-ve et cre une instabilit qui dclenche de la neige abondante, pluie, pluie vergla?ante et risque de givrage. L’t en montant vers les territoires plus froids du Nord, cette masse d’air am-ne souvent la formation de vastes nappes de brouillard. Ce brouillard (qu’on dit d’advection) se forme lorsque l’air passe au-dessus des eaux froides de l’Atlantique Nord. D’oW les brouillards denses qui couvrent les Maritimes et Terre-Neuve. De plus, les pluies associes & cette masse d’air aux tempratures tr-s chaudes et & humidit leve sont abondantes. La canicule estivale y est aussi souvent associe.

Cours 8 Expliquer la logique de la nomenclature et du classement des nuages (N);

Le syst-me d’appellation des nuages de Luke Howard repose sur deux principes : 1) l’altitude de la base des nuages; 2) leur forme. Tout d’abord, on proc-de & un premier classement des nuages qui les divise en quatre groupes, selon l’altitude de leur base. Les trois premiers sont dfinis selon le concept qui introduit l’existence d’tages dans l’atmosph-re : l’tage infrieur, l’tage moyen et l’tage suprieur. Le quatri-me groupe, quant & lui, inclut les nuages qui se retrouvent sur plus d’un tage & la fois. Ainsi, on associe un prfixe par tage : Stra- tage infrieur Alto- tage moyen Cirr- tage suprieur Cum- dveloppement vertical Dans un second temps, on distingue trois formes principales de nuages qui sont chacune associes & un suffixe. Stratus signifie un nuage en forme de nappe ou de couche d^ au refroidissement de l’air. Cumulus correspond & un nuage de forme arrondie (qui ressemble & un chou-fleur) cr par des mouvements verticaux en air instable. Puis, Cirrus est associ & une forme de nuage ressemblant & des cheveux et qui se retrouve uniquement & l’tage suprieur. Pour identifier les nuages qui donnent des prcipitations, on peut ajouter nimbo comme prfixe ou nimbus comme suffixe. Selon la classification gnrale, on distingue dix genres de nuages distincts

Etrage supérieur (6 km) Etage moyen 2 km Etage inférieur moins de 2km Vertical 500 m

Forme de nappe cirrostratus

Forme arrondie cirrocumulus

filament cirrus

altostratus

altocumulus

x

Stratus nimbostratus

stratocumulus

x

Cumulus

x

cumulonimbus Reconnaître les genres de nuages (+ exceptionnellement l’esp)ce altocumulus lenticulaire et la variété mammatus) et en décrire les caractéristiques principales (les autres esp)ces et variétés ne sont pas 0 reconnaître) (N);

Altocumulus : Nappe de nuages blancs ou gris de forme arrondie ou aplatie. Se prsentent en groupes, en lignes ou en vagues.

Altocumulus lenticularis : Nuage orographique cr sous le vent des montagnes, compos de superpositions de lentilles. Il se forme sans cesse du cBt du vent et se dsint-gre de l’autre, ce qui fait de lui un nuage stationnaire.

Mammatus : Nuage rsultant de l’apparition de poches sous des nuages tels que les altocumulus et les cumulonimbus. De couleur bleu-gris, le mammatus est gnralement associ & des orages. Toutefois, il peut parfois 9tre observ sous des nuages non violents comme les altostratus.

Distinguer les différents types d’instruments utilisés pour mesurer les précipitations de pluie et de neige et décrire bri)vement leur fonctionnement (N);

Pluviomtre manuel : L’instrument le plus simple pour mesurer la quantit de pluie tombe dans un temps donn est le pluviom-tre manuel . Il s’agit d’une prouvette gradue que l’on dispose & l’extrieur et dans laquelle la pluie s’accumule lors des prcipitations. Le pluviom-tre manuel permet de mesurer l’accumulation de pluie une lecture & la fois. Pluviographe1 ) augets basculeurs : Cet instrument de mesure recueille la pluie & l’aide d’un rceptacle en forme de cBne . l enregistre de mani-re automatique la hauteur de la pluie accumule gr*ce & un dispositif de comptage & augets (rcipients) basculants. Chaque mouvement de bascule transmet une impulsion lectrique vers un dispositif d’enregistrement. Une fois la donne enregistre, l’eau est libre de l’appareil. Pluviographe Fisher-Porter : Cet appareil (figure 8.3) recueille l’eau de pluie dans un rcipient dpos sur une balance. Ainsi, l’eau accumule est pese automatiquement & intervalles rguliers. Comme l’eau reste un certain temps dans le rcipient, ce dernier contient de l’huile pour emp9cher l’vaporation. Table ) neige: La table & neige est l’outil le plus simple pour mesurer la hauteur des prcipitations de neige. Elle est compose d’une planche carre d’environ 30 cm et d’une tige en mtal insre perpendiculairement qui sert de rep-re apr-s la chute d...