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PHYSIQUE
ÉLÉMENTAIRE
DE L'AIR
L'air "chimiquement pur"
AZOTE 78%
OXYGENE 21%GAZ RARES 1%
Argon 0.9% ;
Xénon ;
Ozone ;
Néon ;
Hélium etc.
L'air atmosphérique
De l'air "chimiquement pur"…
… et des impuretés.
Vapeur d'eau
Glace
Eauliquide
Traces de gaz CO2, H2
etc.
Particules solides(pollens, suies,
poussières, cristaux de sel etc.)
Ce sont justement ces "impuretés" qui vont jouer
un rôle très important dans les phénomènes
météorologiques
LA TEMPÉRATURE
ET LA TRANSMISSION DE LA CHALEUR
La température, exprime la notion…
de chaud
et de froid.
Elle illustre le niveau d'agitation qui anime les particules
constituant les molécules.
Plus l'agitation est grande, plus la température
est élevée.
Si l'agitation cesse, la température est
minimale :
C'est le zéro
"absolu".
0° K (Kelvin)
-273° C (Celsius)
Transmission de la chaleur
La chaleur se propage selon trois modes :
Le rayonneme
nt
La conduction
Je veux des cendres !
T'affole pas…
… tu vas en avoir !
La convection
Le rayonnement
…mais sous forme d’ondes électromagnétiques.
C’est la transmission de la
chaleur…
…sans support
matériel…
Tout corps dont la température est non nulle émet un rayonnement
calorifique
celui-ci s’échauffe
.
Quand le rayonnement entre en contact avec un corps,
Le rayonnement calorifique se propage en ligne droite, presque instantanément (300 000 km/s), dans le vide, les gaz et dans certains matériaux
transparents.
Il résulte de l'association de plusieurs radiations de
longueurs d'onde différentes.
On parle alors de rayonnement obscur.
Selon la température de l'objet qui émet le rayonnement, ce dernier peut être très lumineux…
… ou au contraire totalement invisible.
La température du corps émetteur détermine la
longueur d’onde du rayonnement et sa
luminosité.
Quand la longueur d’onde diffère, les effets du
rayonnement sur les corps récepteurs sont modifiés.
Ainsi, l'air est transparent vis à vis du rayonnement solaire direct (très lumineux,onde
très courte). Celui –ci le traverse sans l'échauffer.
Par contre, il reçoit de la chaleur grâce au rayonnement obscur de la terre qui ré-émet
la chaleur reçue du soleil (grande longueur d’onde)
… par les matériaux sombres qui alors
s’échauffent
Le rayonnement solaire est absorbé…
Le rayonnement solaire traverse les matériaux
transparentsSans les échauffer
Il se réfléchit sur les surfaces planes et
glacées (effet miroir)
Les matériaux rencontrés dans la nature sont parfois absorbants, parfois réfléchissants et parfois transparents :
de leur état de surface…
les effets des radiations calorifiques dépendent :
de la nature des matériaux,de leur couleur,
Et de l’incidence du rayonnement.
La conduction
L'air est mauvais conducteurSi on lui donne artificiellement une "masse
compacte", il est, au contraire
un très bon isolant.
Polystyrène expansé, laine de verre, neige etc.
La conduction s'opèrera toutefois sur de faibles
épaisseurs
au contact des parties chaudes du
sol.
La convecti
on
La chaleur est véhiculée grâce au déplacement d’un
fluide porteur(liquide ou gaz)
La convection peut être naturelle (radiateurs,
cumulus etc.)…… ou forcée.
Vent…
Turbulence…
Brassage mécanique
Propagation de la chaleur vers l'atmosphère
Du rayonnement reçu du soleil, une partie est réfléchie par l’atmosphère, une partie la traverse. L’absorption est infime.
La chaleur qui traverse l’atmosphère est pour une part réfléchie (océans, banquises)…
… une autre est absorbée (continents, évaporations des eaux).
La partie éclairée de la terre reçoit de
la chaleur
La partie non éclairée (nuit)
la rayonne vers l'atmosphère
(rayonnement obscur).
Le sol se réchauffe. Une partie de la chaleur est rayonnée vers l'atmosphère (rayonnement obscur). Une autre sert à l'évaporation des eaux.
Les couches nuageuses constituent des "accidents" pour ces phénomènes :
Nuages diurnes
Déficit de réchauffementJournée froide
Nuages nocturnes
Mauvais rayonnement
Nuit chaude
La croûte terrestre qui échauffée déclenche la convection. Celle-ci apporte de la chaleur à l'atmosphère.
L'équilibre radiatif est
atteintCHALEUR
ABSORBÉE
=CHALEUR
RAYONNÉELa température à la surface de la
terre reste sensiblement constante : 17° environ
Mais la nature est bien faite…
La chaleur reçue par l'atmosphère a pour origine :
Le rayonnement solaire direct (environ 10%) ;La restitution par le sol (environ 80%) ;
La chaleur produite par la condensation de la vapeur d'eau lors de la formation des nuages
(10%)
Pour l'atmosphère, la source de chaleur n'est
pas le soleil mais la terre.
Ceci explique que l'atmosphère soit plus chaude dans les basses couches qu'en altitude.
Le gradient de température de l'atmosphère est
donné par les valeurs suivantes :
0 m15°C
Température à 0 m : 15°C
11000 m
-56.5°C
Tropopause
Tropopause à 11000 m à –56.5°C
isoth
erm
ie
Isothermie au dessus
Ces valeurs sont des moyennes parfois assez différentes de
l'atmosphère réelle.
Elles définissent l'atmosphère "type"
ou atmosphère "standard".
Gradient : 6.5°C / 1000 m
-6.5°/1000m
L'atmosphère réelle peut être
sensiblement différente :
Selon le lieu
Selon la saison
Selon le jour.
Seul un sondage permet de
connaître le profil de température
exact de l'atmosphère
En général on retrouve :
Une inversion nocturne
Une tranche présentant un profil semblable à l'atmosphère standard
Des inversions d'altitude
Une isothermie au niveau de la tropopause.
LA PRESSION ATMOSPHÉRIQUE
La pression
Elle est directement liée à la hauteur d'air situé au dessus du point de
mesure
Hauteur d'air
La pression atmosphérique est égale au poids de la colonne d'air qui surmonte la surface horizontale
sur laquelle elle s'exerce.
Plus le point de mesure est élevé, plus la hauteur de la
colonne d'air qui le surmonte est faible et plus
la pression est faible
H => P
H
h => p
h
La pression atmosphérique
décroît avec l'altitude
L'air est un gaz compressible.
L'air des basses couches est "écrasé" par celui des couches supérieures, sa densité
est plus forte.
Air dense
Air peu dens
e
La variation de pression par tranche
d'altitude est plus forte dans les basses couches
Altitudes en m Pression en HPa0 1013.25
1000 898.70
2000 795.00
3000 701.10
4000 616.40
5000 540.20
6000 471.80
7000 410.60
8000 356.00
9000 307.40
10 000 264.40
11 000 236.20
PRESSION ATMOSPHÉRIQUE
Pression en Hpa
Altitude en km
200 400 600 800 1000
2
4
6
8
10
20
30
0
Décroissance en fonction de l'altitude
Tranche d'altitude Δ d'alt. par Hpa0 à 1000 m 8,8 m
1000 à 2000 m 9,6 m
2000 à 3000 m 10,6 m
3000 à 4000 m 11,8 m
4000 à 5000 m 13,2 m
5000 à 6000 m 14,7 m
6000 à 7000 m 16,4 m
7000 à 8000 m 18,2 m
8000 à 9000 m 20,4 m
9000 à 10000 m 23,2 m
Gradient de pression en altitude
La relation 1 Hpa = 8.5 m n'est valable que pour les basses couches
de l'atmosphère (<1000 m).
Un gaz qui se détend se refroidit
Pneu qu'on dégonfle,
Bombe de crème chantilly,
Extincteur à CO2 etc.
Inversement un gaz qui est comprimé
s'échauffe
Pompe à vélo,
Compresseur,
Moteur diesel etc.
Supposons que l'on isole une bulle d'air, et qu'on lui fasse subir une ascension…
Au cours de la montée, elle va rencontrer des pressions plus faibles et donc se détendre…
Cette détente va provoquer son
refroidissement
P
T°
Z1
P
T°Z2
P
T°Z1
Z2P
T°
Inversement, si l'on oblige la bulle à descendre…
Elle va rencontrer des pressions plus fortes et donc se comprimer…
Cette compression va provoquer son réchauffement.
Air ambiant
X°
L'air étant un mauvais conducteur de la
chaleur, ces phénomènes vont
s'opérer sans échange thermique entre la bulle
et le milieu extérieur.La température de l'air
ambiant n'influera pas sur le refroidissement ou le
réchauffement de l'air de la bulle
Le phénomène est dit "adiabatique"
15°
REFROIDISSEMENT PAR DETENTE
9°
En montant, la bulle se détend…
…elle se refroidit d'environ :
1° par 100m
0 m
600 m
5°
100 m
1000 m
RÉCHAUFFEMENT PAR
COMPRESSIONEn descendant la bulle se comprime…
…elle se réchauffe d'environ :
1° par 100m
14°
1° par 100 m
C'est le gradient adiabatique de l'AIR NON SATURÉ
Cette valeur ne doit pas être confondue avec le profil vertical des température de l'air
atmosphérique.
0.65° par 100m (atmosphère standard)
1000 m
0 m
15°
5°
Air ambiant=
Atmosphère standard
?8.5°
15°
L'HUMIDITÉ
L'humidité est l'expression de la quantité de vapeur d'eau contenue
dans l'air.
La vapeur d'eau est l'eau (H2O) sous forme gazeuse. Elle est parfaitement
invisible.
L'air le plus limpide et le plus sec contient toujours une certaine quantité
d'eau.
La buée qui s'échappe de la marmite aussi.
les nuages, le brouillard etc. sont formés de fines particules d'eau liquide
(ou de glace).
L'humidité exprime la quantité de vapeur d'eau
contenue dans l'air.
Cette définition est celle de l'humidité absolue ; elle varie avec la pression donc
avec l'altitude.
Humidité =Masse de vapeur d'eau (g)
Volume d'air (m3)
Humidité =Masse de vapeur d'eau (g)
Masse d'air sec (kg)
Cette définition est celle de l'humidité spécifique ou rapport de mélange ; elle ne varie pas avec avec
l'altitude.
1 m
1 m
1 m
Quelques grammes
Même si la vapeur d'eau a un rôle considérable dans l'atmosphère, elle n'y est
présente qu'en quantité très faible (quelques grammes par m3)… mais il y a beaucoup de m3 !!!
1 m3
1.225 Kg
(altitude 0)
Le mélange de la vapeur d'eau dans l'air obéit à des règles semblables à celles qui président à la dissolution du sel dans l'eau.
15°
1. Dans une casserole d’eau à 15°, versons
lentement du sel tout en remuant.
Le sel commence par se dissoudre
complètement.
15°
2. Au bout d’une certaine quantité de sel versé,
apparaissent des cristaux qui refusent de se
dissoudre.
Le mélange est saturé
30°
3. Portons l’eau à 30° :
le dépôt de cristaux disparaît…… il est même possible de rajouter du sel
30°
Jusqu’à ce qu’une nouvelle
saturation soit atteinte
Pour chaque température il est possible de noter une valeur de
saturation exprimée en gramme de sel par litre d’eau
60°
Inversement, partant d’une solution à 60° tout juste saturée, laissons refroidir
30°
Dès le début du refroidissement, des cristaux de sel précipitent…
À 30° la quantité de sel ainsi rejetée sera égale à
l’excédent par rapport à la valeur de saturation
La saturation peut être obtenue par deux moyens
Soit l'augmentation du rapport de
mélange
Soit par diminution de la température
La vapeur d’eau dans l’air obéit à des règles semblables.
Pour chaque température de l’air, il est possible de "dissoudre" une quantité
maximale de vapeur d'eau appelée valeur de saturation.
Au delà de la valeur de saturation, la vapeur d'eau est rejetée sous forme liquide
(gouttelettes) ou sous forme de cristaux de glace en fonction de la température.
C'est ainsi que naissent, la rosée, le brouillard, les nuages, la pluie, la grêle etc.
(et la buée dans le regard des stagiaires complètement saturés par une science aussi
complexe).
T° Vapeur H2OEn g/m3
T° Vapeur H2OEn g/m3
T° Vapeur H2OEn g/m3
-20 1.07 8 8.24 19 16.17
-10 2.28 9 8.78 20 17.15
-5 3.38 10 9.36 21 18.17
0 4.83 11 9.96 22 19.25
1 5.21 12 10.60 23 20.39
2 5.57 13 11.28 24 21.58
3 5.95 14 11.99 25 22.83
4 6.36 15 12.74 30 30.08
5 6.79 16 13.53 35 39.03
6 7.25 17 14.37 40 50.67
7 7.73 18 15.25 50 82.23
Quantité de vapeur d'eau par m3 d'air saturé
0
Température en °C
Vap
eur
d'e
au e
n g
/m3
Quantité de vapeur d'eau par m3 d'air
saturé
Plus l'air est chaud…
…plus il est susceptible de contenir de la vapeur d'eau
Lorsque l'air est saturé…
… et que la température diminue…
… la vapeur d'eau excédentaire est rejetée.
Supposons de l'air saturé à 20°C, il contient :
19 16.17
20 17.15
21 18.17
14 11.99
15 12.74
16 13.53
Si sa température baisse à 15°C, il ne pourra plus en contenir que :
17.15g de vapeur par m3.
12.74 g/m3
Dans ces conditions,
17.15 g - 12.74 g = 4.41 g …
… de vapeur d'eau par m3 d'air vont être rejetés.
Des gouttelettes d'eau liquide vont apparaître.
Mais cette transformation ne pourra s'opérer qu'en présence d'objets ou de particules que l'on
appelle :
NOYAUX DE CONDENSATION
Les noyaux de condensation sont constitués par :
Les impuretés contenues dans l'air (poussières, pollens, cristaux
de sel , pollutions diverses etc.
Des objets quelconques(végétaux, constructions, véhicules etc.)
De la même manière, si la saturation a été atteinte, tout apport d'humidité est rejeté. L'eau reste sous forme liquide.
Il n'y a pas d'évaporation.
La sensation physiologique d'humidité ou de sécheresse ne s'explique pas par les
seules notion d'humidité absolue ou spécifique.
Elle est en fait commandée par l'éloignement de l'état de
saturation…
Masse de vapeur (g)
Masse saturante (g)=
Humidité relative
X 100
… d'où la notion d'humidité relative.
Quelle est l'humidité relative relevée :
à Brest ?(t= 8°, h.a.= 8g/m3)
T° Vapeur H2O
En g/m3
T° Vapeur H2O
En g/m3
T° Vapeur H2O
En g/m3
-20 1.07 8 8.24 19 16.17
-10 2.28 9 8.78 20 17.15
-5 3.38 10 9.36 21 18.17
0 4.83 11 9.96 22 19.25
1 5.21 12 10.60 23 20.39
2 5.57 13 11.28 24 21.58
3 5.95 14 11.99 25 22.83
4 6.36 15 12.74 30 30.08
5 6.79 16 13.53 35 39.03
6 7.25 17 14.37 40 50.67
7 7.73 18 15.25 50 82.23
Humidité à Brest
H% =8 g
8,24 gx 100
97 %
à Dakar ?(t= 35°, h.a.= 20 g/m3)
Quelle est l'humidité relative relevée :
T° Vapeur H2O
En g/m3
T° Vapeur H2O
En g/m3
T° Vapeur H2O
En g/m3
-20 1.07 8 8.24 19 16.17
-10 2.28 9 8.78 20 17.15
-5 3.38 10 9.36 21 18.17
0 4.83 11 9.96 22 19.25
1 5.21 12 10.60 23 20.39
2 5.57 13 11.28 24 21.58
3 5.95 14 11.99 25 22.83
4 6.36 15 12.74 30 30.08
5 6.79 16 13.53 35 39.03
6 7.25 17 14.37 40 50.67
7 7.73 18 15.25 50 82.23
Humidité à Dakar
H% =20 g
39,03 gx 100
51 %
NOTION DE CHALEUR LATENTE
La chaleur latente est mise en évidence dans une expérience dans laquelle un morceau de glace est progressivement
réchauffé.
Au cours de ce réchauffement l'eau passera progressivement
De l'état solide à l'état liquide …
… puis de l'état liquide à l'état gazeux.
-18° 0°
0° 0°
1. La glace est exposée à un rayonnement constant
2. La température monte régulièrement
vers 0°
3. La glace commence à fondre, la température
reste égale à 0°
4. elle reste constante jusqu’à ce que la
dernière particule de glace soit fondue.
Avec l’aimable autorisation des apéritifs MARTINI
10°5. Dès que la glace est
fondue, la température re-augmente ;
6. À 100°, l’ébullition
commence ;
100°
100°
7. Pendant l’ébullition la température reste égale à
100°
8. Et ce, jusqu’à évaporation complète…
… au delà, c’est la température de la vapeur qui augmente, et la casserole qui fond!
150°
De cette expérience, on déduit que :
Il est très important de surveiller la cuisson des nouilles
Qu’une quantité très importante de chaleur est
utilisée, non pas pour augmenter la température
d’un corps mais pour contribuer à son
changement d’état
Cette chaleur est appelée « chaleur latente ».
Temps de chauffe
tem
péra
ture
100°
0°
-18°
1’15
7’ 14’ 51’
Vaporisation 37’
De 0 à 100° : 7’
Fusion : 6’
De –18 à 0° : 1’15Conditions d’expérience :• 1kg de glace ;• Puissance de chauffe
1000W.
Chaleur, température et
changement d’état
Pour transformer une certaine quantité d’eau de l’état de glace (-18°) à l’état de
vapeur (100°), il faut consacrer :
• 2% de l’énergie pour passer la glace de –18 à 0° ;
• 6% pour transformer l’eau solide en eau liquide ;
• 12% pour passer l’eau de 0 à 100° ;
• 72% pour transformer l’eau liquide en eau gazeuse (1)
(1) Avec les compliments des sources « Perrier »
La chaleur latente représente dans cet exemple 78% de l’énergie
fournie
Inversement lors du passage :
• De l’état gazeux à l’état liquide ;
• De l’état liquide à l’état solide ;
La chaleur latente est restituée.
Chaleur de condensation =
chaleur de vaporisation Chaleur de
solidification = chaleur de fusion
reprenons l'expérience de la bulle mais cette fois avec de l'air saturé…
P
T°
P
T°
Z1
Z2
Un refroidissement va être constaté comme avec de l'air
secmais …
…une certaine quantité de vapeur d'eau va se
condenser !
La condensation de vapeur va libérer de la chaleur
latente. (chaleur de condensation)
Le phénomène est dit pseudo-adiabatique
Gouttes d'eau
La température finale résulte :
D'un refroidissement par détente
De la récupération de chaleur de
condensation
DETENTE PSEUDO-ADIABATIQUE
15°
La condensation apporte :
0.5° par 100m
La détente fait perdre : 1° par 100 m
+ 0.5° par 100 m
Le refroidissement ne sera que de :
15°-6° +3° = 12°
0 m
600 m
0.5° par 100 m
C'est le gradientpseudo-adiabatique
de l'AIR SATURÉ
Il ne faut pas le confondre :
• avec le profil vertical des températures dans l'atmosphère standard (0.65° par 100m) ;
• avec le gradient adiabatique de l'air non saturé
(1° par 100m).
1000 m
0 m
5°
Air ambiant=
Atmosphère standard
?8.5°
15°
?10°
15°
Air sec
15°
Air satur
é
Selon que l'air est sec ou saturé, sa température, à l'issue d'une ascension sera
très différente.
La différence est d'environ 5° pour 1000 m.
La différence est également sensible par rapport à l'air
ambiant
Ces phénomènes sont à l'origine de la stabilité ou de l'instabilité de l'air et donc
des mouvements convectifs.
STABILITÉ
ET
INSTABILITÉ
DE L'AIR
On dit qu'un objet est enéquilibre stable
lorsque,écarté de sa position d'origine, il tend à y revenir de lui
même.
On dit qu'un objet est enéquilibre instable
lorsque, écarté de sa position d'origine,
il tend à s'en écarter encore plus.
On dit qu'un objet est enéquilibre indifférent
lorsque, écarté de sa position d'origine, il conserve son nouvel
emplacement.
Une particule d'air, peut dans certaines conditions présenter
un caractère :
de stabilitéd'instabilité
ou d'équilibre indifférent
qui rendent possible ou non
La convection
0
500
1000
1500
2000
2500
3000
3500
Z (m)
15°
11,8°
8,5°
6,3°
2°
-2.8°
-5,5°
-8,3°
Stabilité et instabilité en atmosphère standard
15°
10°
L'air sec est plutôt
stable
15°
12.5°
10°
L'air saturé
est instabl
e
15°
7.5°
5°
2.5°
0°
-2.5°
17°
12°
7°
12°
Les gradients adiabatiques ou pseudo-adiabatique étant
constants, c'est le profil vertical des températures qui déterminera
la stabilité ou l'instabilité de l'atmosphère.
L'atmosphère standard n'ayant qu'une valeur statistique un
sondage sera donc quotidiennement nécessaire.
12°
11°
10°
5°
2°
0°
-1°
-5°
Stabilité et instabilité en atmosphère réelle
15°
10°
17°
12°
7°
0
500
1000
1500
2000
2500
3000
3500
Z (m)
21°
16°
11°
6°
1°
22°
17°
12°
7°
2°
9h 11h 13h 15h
11°
10°
2°
400 m
600 m
1800 m
2000 m
Air non saturé
12°
11°
10°
5°
2°
0°
-1°
-5°
Stabilité et instabilité en atmosphère réelle
0
500
1000
1500
2000
2500
3000
3500
Z (m)
21°
16°
11°
6°
1°
13h
2°1800 m
21°
16°
11°
6°6°
3.5°
1°
-1.5°
nuage
1400 m
3000 m
Air se saturant
12°
11°
10°
5°
2°
0°
-1°
-5°
Stabilité et instabilité en atmosphère réelle
0
500
1000
1500
2000
2500
3000
3500
Z (m)
22°
17°
12°
7°
21°
16°
11°
6°6°
3.5°
1°
13h
-1.5°
6°
4.5°
2°
-0.5°
15h-3°
-5.5°
L'ÉMAGRAMME
CONSTRUCTION DE L'EMAGRAMME
1. échelle des altitudes
(ou niveau de pression)
2. échelle de températures
L'EMAGRAMME à 90°
L'émagramme est une grille,
qui est résultat de
l'assemblage des échelles d'altitudes et
de températures
L'EMAGRAMME à 90°
On appelle
Points d'état
la température de l'air à une
altitude donnée
"point d'état"
21°
2300 m
L'EMAGRAMME à 90°
Elle constitue la première image de la masse d'air.
La ligne brisée qui
relie l'ensemble des points
d'état est la"courbe d'état".
L'EMAGRAMME A 90°
Compte tenu de la décroissance
de la température, la courbe d'état est penchée à gauche et sort
rapidement de la feuille.
L'EMAGRAMME A 90°
Pour que la courbe d'état
soit sensiblement
verticale, l'homme
intelligent a inventé
l'émagramme oblique .
45°
L'axe des températures est
incliné à 45°.
L'EMAGRAMME A 45°
Le graphique est complété par un réseau
de courbes pleines vertes
Ces courbes représentent
des adiabatiques
Elle permettent de
déterminer l'évolution de
la température d'une particule non saturée.
Exemple :
Soit une particule (0 m , 23°)
Quelle sera sa température si elle monte à 2500 m ?
23°
-5°
Réponse :
-5 °
L'EMAGRAMME A 45°
L'EMAGRAMME A 45°
Autre exemple :
Soit une particule (3000 m, -10°)
Quelle sera sa température si elle descend à 500m ?
17°
-10°
Réponse :
17 °
Le graphique reçoit aussi
un réseau de courbes vertes
tiretées.Ces courbes représentent des pseudo-adiabatiques
L'EMAGRAMME A 45°
Elles permettent de
déterminer l'évolution de
la température d'une particule
saturée.
L'EMAGRAMME A 45°
Exemple :
Soit une particule saturée (1000 m , 10°)
Quelle sera sa température si elle monte à 3000 m ?
10°
-1°
Réponse :
- 1 °
L'EMAGRAMME A 45°
L'émagramme rassemble :
les adiabatiques
et les pseudo-
adiabatiquesElles permettent de déterminer la température
d'une particule avant et après sa saturation.
L'EMAGRAMME A 45°
Exemple :
Soit une particule ( 0 m, 18°)
Quelle sera sa température à 3500 m si elle se sature
à 2000 m ?
18°
saturation
-15 °
Réponse :
- 15 °
LA PREVISION DES
ASCENDANCES
Le rayonnement solaire ne changera pas sensiblement le profil des températures de
l'air.Par contre, les
particules atmosphériques,
reçoivent de la chaleur du sol.
En s'échauffant, elles deviennent moins denses que l'air ambiant et s'élèvent…
Jusqu'à ce que leur température soit égale à celle de l'air qui les entoure.
N'étant pas initialement saturées, les particules
suivent une adiabatique…
… jusqu'au croisement de la courbe d'état.
L'émagramme va permettre de déterminer l'évolution diurne de la
convection :
• Le sondage de la masse d'air
• La prévision des températures au sol.
• l'heure de déclenchement des mouvements convectifs ;
• Le plafond des ascendances.
• La base et le sommet des cumulus etc.
Les éléments de départ sont :
heures T° C
8h(sondage)
12°
10h 20°
12h 24°
14h 26°
16h maxi de T°
28°
Températures prévues
Courbe d'état
Prévision du sommet des ascendancesExemples :
Plafond à 12h ?T° prévue = 24°
1300
L'égalité de température entre l'air ambiant et la
particule en ascension est
atteinte au croisement de la
courbe d'état.
De la T° prévue, on hisse une
adiabatique.
1300 m
Réponse :
Résorption de l'inversion nocturne
Pour quelle température
l'inversion sera-t-elle résorbée ?
Du sommet de l'inversion, on descend une adiabatique.
21°
La température recherchée est
repérée au croisement avec l'altitude du lieu.
Réponse :
21°
Base et sommet des cumulus
La démarche est identique…
… mais il faut connaître l'altitude à laquelle la saturation sera atteinte.
Cette connaissance nécessite une opération supplémentaire
que l'on étudiera plus tard
Base et sommet des cumulusBase et sommet des cumulus à
15 h ?t°prévue : 23° saturation prévue
pour 6°.
De la t° prévue on hisse une
adiabatique jusqu'au niveau de
saturation.On poursuit par une pseudo-adiabatique jusqu'au croisement de la courbe d'état.
satu
ratio
n
1500 m
3300 m
Base : 1500 m Sommet : 3300 m
CALCUL
DE
L'HUMIDITÉ
L'humidité sur l'émagramme
L'émagramme est complété par des lignes
tiretées bistres
Elles représentent les
lignes d'égal rapport de mélange (humidité
spécifique) et sont cotées en
g/kg.
1
2
3
4
5 10 20
30
Une particule d'air va être représentée par 2 points :
point d'état(P et t°)
humidité spécifique(P et r)
r = rapport de mélange
L'humidité sur l'émagramme
ici r = 8 g/kg
t°
P
r
TTd
105 6 7 8 9 11
12
P
L'humidité sur l'émagramme
L'émagramme est conçu de telle sorte
que les lignes de rapport de mélange indique la valeur de saturation pour une
pression ou une température données.
Ainsi, la particule représentée par T et Td, arriverait à
saturation si sa température était abaissée jusqu'à croiser sa
ligne de rapport de mélange(à pression constante)
105 6 7 8 9 11
12
Td est le
Point de roséer = 8 g/kg
Td T
Le point de rosée est la température à laquelle il faut refroidir, à pression constante, une particule
pour que celle-ci devienne saturée.
TTd
L'humidité sur l'émagramme
105 6 7 8 9 11
12
Si par un apport d'humidité le
rapport de mélange passait de 8 à 12g/kg, la
particule atteindrait aussi
la saturation.
12g/kg serait le rapport de
mélange saturant rw
rw
C'est ce qui se passe lorsque vous
prenez votre douche et que l'aération est insuffisante.
L'humidité sur l'émagramme
T
105 6 7 8 9 11
12
Td
Si la particule est élevée, elle se
refroidit par détente en suivant une adiabatique.
Elle arrivera à saturation lorsqu'elle croisera sa ligne de
rapport de mélange (8 g/kg)
Tc
Tc est le point de
condensation
Le point de condensation est la
température à laquelle il faut refroidir, par
détente adiabatique, une particule pour
qu'elle devienne saturée.
Si l'on connaît "r", le rapport de mélange moyen de la tranche convective d'air il est
facile de déterminer la base des cumulus et
leur sommet.
1
2
3
4
5 10 20
30
Base et sommet des cumulusOn suppose que
le rapport de mélange moyen
est de 6g/kg
Base et sommet des cumulus pour
t=24° ?
C'est le croisement de la ligne de rapport de mélange qui
détermine le passage de
l'adiabatique à la pseudo-
adiabatique.
base = 2000 m sommet = 3000 m
Et pour 32° ?
base = 2700 m
sommet = tropopause
1
2
3
4
5 10 20
30
L'émagramme à l'heure de l'apéroCombien faut-il
de bouteilles de pastis pour traiter l'eau
contenue dans ce cumulus ?
À la base, r = 6 g/kg au sommet, r =
4g/kg2 g/kg de vapeur sont transformés en eau liquide et
en glaçons (t=-5° au sommet)
Volume du Cu : Environ 100 000 000
m3Eau condensée :75 000 l
Réponse :
Environ 15 000 bouteilles !
Détermination
De
L'humidité
(rapport de mélange)
Pour déterminer l'humidité de l'air on repère simultanément deux températures :
La température du thermomètre sec T
La température du thermomètre mouillé
T'w
Le thermomètre mouillé est un thermomètre classique que l'on entretient humide par une
mousseline alimentée en eau.
Plus l'air ambiant est sec, plus l'eau s'évapore. L' absorption de chaleur
nécessaire au changement d'état est forte et la température du thermomètre mouillé
diminue fortement.
Si l'air ambiant est humide, il y a
peu d'évaporation…
… et peu de refroidissement au
niveau du thermomètre mouillé.
La réunion d'un thermomètre sec et d'un thermomètre mouillé s'appelle un
Psychromètre
C'est l'instrument de base utilisé pour les sondage par avion ou par ballon
sonde.
Grâce au sondage, les éléments connus pour chaque altitude vont
être :
La température La température du
thermomètre mouillé
T T’w
Avec l'émagramme il sera alors possible de déterminer (sans
calcul) :
L’humidité spécifique (rapport de mélange r)
Le point de condensati
on
Tc Le point de rosée Td
Calcul de l'humiditéOn porte T et
T'w.
TT'w
Tc
Td
De T on hisse une adiabatique et
une pseudo-adiabatique depuis T'w
Au croisement des deux, on obtient Tc
Et donc "r"(rapport de mélange)
En suivant "r", on obtient
Td
Calcul de l'humidité
Un calcul semblable est effectué pour
quelques points de mesure (dans
les basses couches)Il est ainsi possible
de déterminer
"r" moyen
… plus rigoureux pour la prévision
des cumulus !
INSTABILITE ABSOLUE
L'émagramme en un clin d'œilPente
moyenne de la courbe
d'état penchée à gauche de
l'adiabatique
L'émagramme en un clin d'œil
STABILITE ABSOLUE
Pente moyenne de la courbe
d'état penchée à droite de la
pseudo-adiabatique
L'émagramme en un clin d'œil
INSTABILITE Conditionnelle
Pente moyenne de la courbe
d'état comprise entre
l'adiabatique et la
pseudo-adiabatique
L'instabilité n'apparaît que
si l'air est saturé
L'émagramme en un clin d'œil
Gros écart entre T et T'w
AIR SEC
Thermiques purs
L'émagramme en un clin d'œil
Faible écart entre T et T'w
AIR HUMIDE
Ciel chargé
Plafond bas
L'émagramme en un clin d'œilForte
humidité au niveau de l'inversion d'altitude
ETALEMENT
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