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Météorologie élémentaire

Les transformations de l'air

Avant de décrire les différents états d'équilibre de l'air, nous devons trouver un moyen de représenter les transformations de l'air. Pour cela nous devons introduire de nouvelles notions que nous mettrons directement en application dans le diagramme thermodynamique que nous avons introduit dans le chapitre consacré à l'eau de l'atmosphère et sur lequel nous allons à présent nous étendre.

Nous allons essentiellement discuter de cas pratiques en évitant autant que possible d'aborder les équations.

L'essentiel d'une prévision peut en effet s'élaborer à partir du diagramme thermodynamique, quelques données d'altitude et quelques images satellites qui permettent de connaître l'évolution générale et ses tendances à court terme.

Dans le chapitre consacré à l'eau de l'atmosphère nous avons appris comment représenter l'état de l'air dans un diagramme thermodynamique. Nous pouvons à présent nous demander comment représenter les transformations de l'air ?

Prenons tout d'abord l'exemple du vase clos, isolé thermiquement dans lequel on comprime un gaz quelconque. Nous avons tous fait l'expérience avec une pompe à vélo ou un ballon : on constate que sa température augmente. Quelle en est la raison ? Pour comprimer l'air, il a fallu lui appliquer une certaine force et diminuer son volume. Il a donc fallu lui fournir du travail mécanique. Cette réaction n'a pas été optimisée et le travail perdu (énergie) s'est donc transformé immédiatement en chaleur. La chaleur ne pouvant pas s'échapper, elle a servi à élever la température de l'air et par voie de conséquence celle du récipient.

Ainsi, chaque fois qu'une transformation s'effectue sans échange de chaleur avec l'extérieur, on dit qu'il y a transformation adiabatique. Retenez bien ce terme car il reviendra très souvent en météorologie et spécialement tout au long de ce chapitre.

Vous me rétorquerez qu'à première vue, les transformations de l'air atmosphérique sont assez différentes des transformations qu'on peut observer dans un système clos, isolé thermiquement. Toutefois, les transformations adiabatiques sont d'un grand intérêt pour les météorologistes car l'air est un très mauvais conducteur de la chaleur. C'est pourquoi très souvent on peut considérer que chaque particule d'air est entourée d'un excellent isolant thermique : l'air ambiant.

On démontre qu'au cours d'une transformation adiabatique, la pression (p) et la température (T) sont constamment liées par la relation :

T = K pα

où K est une constante qui ne dépend que de l'état initial du gaz et où α ne dépend que de la nature du gaz (α = 0.2857 dans le cas de l'air sec).

Les transformations de l'air étudiées en météorologie sont les suivantes :

- L'air humide non saturé

- La saturation (niveau de condensation)

- L'air saturé

Elles permettent de déterminer l'état des masses d'air.

L'air humide non saturé

Si on représente les transformations adiabatiques de l'air sec sur un diagramme thermodynamique, on obtient une courbe qui va des hautes pressions et hautes températures vers les basses pressions et basses températures. Sur les diagrammes présentés ci-dessous cette courbe est inclinée à 45° vers la gauche.

La différence entre les courbes obtenues pour l'air sec et pour l'air humide est négligeable. Les adiabatiques dites sèches représentent donc également les variations de température d'une particule d'air humide non saturé qui se déplace verticalement (vers le haut ou vers le bas). Le gradient de l'adiabatique sèche vaut environ 1°/100 m dans les basses couches de l'atmosphère.

La saturation

La saturation de l'air commence au seuil de condensation qui représente le niveau à partir duquel la vapeur d'eau commence à se transformer en eau liquide lorsqu'une particule d'air s'élève dans l'atmosphère.

Au cours de ce soulèvement, sa température diminue suivant un gradient adiabatique sec. Or, au cours du soulèvement, la quantité de vapeur d'eau contenue dans la particule d'air est invariable.

Par conséquent, le niveau de condensation s'obtient graphiquement par intersection de l'adiabatique sèche passant par le point représentant l'état initial de l'air et de la ligne donnant le rapport de mélange. A ce moment, le rapport de mélange est en effet égal au rapport de mélange saturant.

En d'autres termes, si la masse d'air est chargée d'humidité (Td voisin de T) les nuages se formeront à partir du niveau de condensation.

L'air saturé

Imaginons un volume d'air saturé isolé thermiquement du milieu extérieur de telle sorte que ses transformations se fassent sans échange de chaleur avec celui-ci. Si la pression de cet air diminue, sa température diminue également et une certaine quantité de vapeur d'eau se condense en libérant une certaine chaleur latente de vaporisation. Cette chaleur correspond à la quantité d'eau condensée.

Cette chaleur apparaissant au sein de l'air, on comprend mieux pourquoi la transformation subie va être différente de la transformation adiabatique de l'air humide non saturé.

Les adiabatiques saturées qui figurent sur les diagrammes utilisés en météo sont calculées en supposant que l'eau liquide est précipitée au moment même de sa formation. Autrement dit, on suppose que ces transformations sont météorologiquement irréversibles. Dans ce cas les adiabatiques saturées portent le nom de "pseudo-adiabatiques saturées".

Ces pseudo-adiabatiques saturées présentent, pour les températures élevées, un angle assez prononcé avec les adiabatiques sèches pour devenir presque parallèles à ces lignes pour les basses températures.

Dans tous les cas évidemment la température de l'air saturé est toujours inférieure à la température de l'air sec.

L'écart entre les transformations pseudo-adiabatiques et adiabatiques provient de la libération de chaleur latente de vaporisation; pour les basses températures, la quantité de vapeur d'eau qui peut se condenser devient très faible et l'écart entre les deux systèmes de courbes diminue rapidement. Le gradient pseudo-adiabatique saturé vaut approximativement 0.5°/100 m dans les basses couches.

Les courbes d'état et du point de rosée

Après avoir effectué un radiosondage (en lançant dans l'atmosphère une radiosonde - les fameux ballons météo - qui transmet constamment les données de pression, de température et d'humidité), les météorologistes sont capables, après dépouillement, de connaître la répartition verticale de la température et de l'humidité tous les 300 m d'altitude (la radiosonde parcourant en moyenne 300 m par minute) au-dessus du lieu d'observation.

Le report de ces données dans un diagramme thermodynamique permet de tracer :

- la courbe d'état donnant la variation réelle de la température en fonction de l'altitude (ou de la pression)

- la courbe des points de rosée donnant la répartition verticale de la température du point de rosée.

Exemple de sondage pointé sur un  diagramme thermodynamique. Les isobares sont les droites horizontales dont l'espacement augmente avec l'altitude de manière à représenter le plus exactement possible la variation réelle de la pression avec l'altitude (variation logarithmique). Les isothermes sont les droites inclinées à 45° vers la droite et également espacées. Les lignes d'égal rapport de mélange sont dessinées au moyen de données expérimentales (rapport de mélange saturant pour une pression et une température données). Les deux courbes bleues, la courbe des points de rosée et la courbe d'état permettent de déterminer l'état d'équilibre (stabilité, instabilité) de la masse d'air, son taux d'humidité, le niveau de condensation, etc.

La température du point de rosée se calcule mathématiquement ou on peut également utiliser le diagramme de Mollier dont les abaques permettent de calculer graphiquement cette valeur. Il suffit de reporter la température ambiante et l'humidité relative sur la courbe de saturation. Sa projection sur l'axe des températures donne le point de rosée. 

Grâce au diagramme thermodynamique, nous avons trouvé un outil qui nous aidera à déterminer les différents états d'équilibre de l'air.

Prochain chapitre

Stabilité et instabilité

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