Gradient adiabatique dans l'atmosphère

Le gradient adiabatique dans l'atmosphère est la variation de la température de l'air avec l'altitude (le gradient de la température de l'air) quand elle ne dépend que de la pression atmosphérique, c'est-à-dire. : sans échange de chaleur avec l'environnement (autres masses d'air, relief) ; sans condensation (formation de nuages et précipitations) ni évaporation. Ce concept a une grande importance en météorologie, ainsi qu'en navigation aérienne et maritime.

Mécanisme

La variation de pression de l'atmosphère terrestre est très complexe. Toutefois, pour comprendre certains mécanismes météorologiques, on peut s'en tenir à un modèle très simple qui ne dépend que de l'altitude. Dans la troposphère, l'air peut être assimilé à un gaz parfait : la pression est relativement faible (de l'ordre de ) et les molécules n'ont pas d'interaction autre que des chocs entre elles. Ainsi, si une masse d'air n'échange pas de chaleur avec son environnement (conditions dites adiabatiques), sa température ne dépend que de sa pression : lorsque l'air se comprime, il s'échauffe, et lorsqu'il se détend, il se refroidit.

Dans une atmosphère totalement sèche, on a :

avec : la capacité thermique isobare (à pression constante) molaire de l'air (en ) ; la variation élémentaire de température pour une variation d'altitude ; la variation d'altitude ; la masse molaire de l'air (en ) ; l'accélération de la gravité (en ).

Ce résultat s'obtient en posant que l'enthalpie généralisée est constante. Si une masse d'air s'élève, elle se refroidit par détente adiabatique (puisque la pression de l'air diminue). Si elle descend, elle se réchauffe par compression adiabatique (puisque la pression de l'air augmente). Cette variation de température avec l'altitude permet de définir le gradient thermique adiabatique.

Gradient adiabatique sec

thumb|upright=1.25|Identification des courbes adiabatiques sèches sur un diagramme thermodynamique appelé émagramme qui relie la variation de température et la pression dans l'atmosphère.

Dans la troposphère, la température d'une parcelle s'élevant selon le gradient thermique adiabatique est :

avec : la température à l'altitude étudiée ; la température au niveau de référence ; la pression à l'altitude étudiée ; la pression au niveau de référence ; la constante spécifique de l'air () ; la capacité thermique isobare (à pression constante) massique de l'air.

Il vaut par kilomètre ( avec et ). On utilise souvent la valeur approchée de par kilomètre, soit pour . ou pour mille pieds. La démonstration de la formule ci-dessus est effectuée dans la boîte déroulante de l'article décrivant la variation de la pression atmosphérique avec l'altitude.

Ce gradient est dit gradient adiabatique sec car l'humidité ne joue aucun rôle. Il apparaît sur le diagramme thermodynamique qu'on appelle émagramme ci-joint (lignes pleines nommées Adiabatique sèche), où on voit que la pente est la même quelle que soit la température (les courbes sont parallèles).

Gradient adiabatique humide ou l'influence de l'humidité thumb|upright=1.25|Identification des courbes adiabatiques humides sur un émagramme.

En soi, la présence de vapeur d'eau n'a pas d'influence sur le gradient adiabatique. Toutefois, en dessous d'une certaine température, la vapeur d'eau se condense. Cette température dépend de la teneur en vapeur d'eau et de la présence de poussières permettant aux gouttelettes de se former (sorte de floculation). En effet, hors présence de poussière, a lieu la sur-vaporisation : l'eau reste sous forme de vapeur car les gouttelettes qui se forment ne sont pas stables (voir l'article « Surfusion »).

Si la vapeur d'eau se condense, cette liquéfaction libère de la chaleur (chaleur latente de vaporisation) : le Soleil a chauffé l'eau de l'océan et du sol, et cette chaleur a été emmagasinée dans l'évaporation ; le changement d'état inverse redonne cette chaleur. Ainsi, si la vapeur d'eau se condense, la masse d'air se réchauffe.

De fait, la condensation réchauffant l'air, la valeur absolue du gradient est plus faible. Ce taux dépend du relâchement de chaleur latente qui lui dépend légèrement de la pression mais plus fortement de la température ambiante. Le taux adiabatique humide n'est donc pas une constante et varie selon les courbes « adiabatique humide » que l'on voit sur l'image de l'émagramme. Ces courbes changent de pente avec la température et la pression, se rapprochant de l'adiabatique sèche à mesure que l'humidité de l'air est faible (température très froide et/ou faible pression).

Par exemple, le taux moyen est souvent mentionné comme −/km mais en fait varie ainsi : à de pression : de () à () ; à de pression : de () à ().

La courbe sur tout diagramme thermodynamique qui représente ce gradient pour une parcelle d'air à une température et pression de départ est celle de sa température potentielle constante du thermomètre mouillé. Elle porte différents noms : « gradient adiabatique saturé », « pseudo-adiabatique saturé » (« pseudo » car on élimine l'eau à mesure qu'elle se condense), « adiabatique de saturation » ou « adiabatique humide »...

Franchissement d'un obstacle

Supposons un vent sec parallèle au sol qui rencontre un obstacle du relief (colline, montagne). L'air suit le relief et s'élève, il subit donc une détente qui le refroidit. Puis, lorsque l'air redescend sur l'autre versant, il se réchauffe. Si l'opération a été suffisamment rapide, l'air n'a pas échangé de chaleur avec l'obstacle ni avec l'air d'altitude, il se retrouve donc à la même température de l'autre côté.

Maintenant, si l'humidité de l'air est assez importante, l'eau va se condenser en montant. Deux scénarios peuvent se produire : s'il ne pleut pas sur le côté face au vent, en redescendant, l'air se réchauffe et donc les gouttelettes d'eau s'évaporent à nouveau. La chaleur libérée par la liquéfaction en montant est réabsorbée par l'évaporation en descendant, l'air a donc également la même température de l'autre côté du versant ; s'il pleut au sommet de la montagne, cela change les conditions, l'air a perdu une partie de son humidité au sommet de la montagne. Il y a donc moins d'eau qui s'évapore et ainsi moins de chaleur absorbée : à altitude égale, l'air de l'autre côté du versant est donc plus chaud.

Atmosphère stable et atmosphère instable

Considérons une masse d'air située au niveau du sol. Pour imaginer cette masse, on peut par exemple considérer un ballon peu gonflé : la pression à l'intérieur du ballon est tout le temps égale à la pression extérieure (la paroi est détendue et n'exerce pas de pression), et la chaleur peut traverser aisément sa paroi. On peut déplacer cette parcelle d'air dans la verticale et sa température changera selon la détente ou compression adiabatique. Voici trois scénarios possibles pour son déplacement ultérieur.

Atmosphère instable

Si le gradient thermique que suit la parcelle est plus grand que le gradient adiabatique, on est en « atmosphère instable ». Si cette masse d'air s'élève en altitude, par exemple sous l'effet du vent, elle rencontre de l'air qui est plus froid qu'elle-même. Donc cette masse d'air est plus chaude que l'air ambiant et donc moins dense. Elle continuera ainsi de monter grâce à la poussée d'Archimède. Inversement, dans les mêmes conditions, si on prend une masse d'air en altitude et qu'on la fait descendre, elle se réchauffe par compression adiabatique, mais moins vite que l'air ambiant qu'elle traverse : elle sera plus froide que l'air des couches inférieures, donc plus dense et elle va continuer à descendre. Les couches instables d'air en mouvement vertical (montée ou descente) voient donc leur mouvement amplifié.

On dit que l'atmosphère est absolument instable lorsque (on parle aussi de gradient thermique superadiabatique). En général, l'atmosphère n'est absolument instable que près du sol surchauffé lors d'une insolation intense. Cette couche est peu épaisse et au-dessus de celle-ci le gradient thermique est celui de l'adiabatique sèche à la suite d'un phénomène de mélange... L'atmosphère peut aussi être rendue absolument instable en présence d'un vent descendant le long d'une pente chauffée par le soleil (en général par vent du nord sur un versant exposé au midi). En effet, en plus du réchauffement mécanique de la parcelle d'air dû à la compression, l'air va absorber un supplément de chaleur en léchant la pente.

On en conclut donc que le concept d'atmosphère absolument instable loin du sol est en général une vue de l'esprit. Cependant, à l'intérieur d'un nuage convectif, la température d'une parcelle d'air peut devenir supérieure à la température de l'air environnant (définie par l'indice de soulèvement) sans que le gradient de température soit superadiabatique.

Atmosphère stable

Si le gradient thermique de la parcelle est plus petit que le gradient adiabatique, on est en « atmosphère dynamiquement stable » ou en « stabilité hydrostatique ».. Dans ce cas, l'air en altitude est plus chaud que l'air montant, donc la masse d'air montante est plus froide que l'air ambiant. La montée s'arrête, car la poussée d'Archimède est plus faible que le poids, et la masse d'air retourne vers son point de départ. Inversement, si la masse d'air descend, elle devient plus chaude que l'air ambiant, la descente s'arrête et la parcelle d'air retourne à son point de départ. Les couches stables d'air ont donc tendance à rester à leur altitude. Il y a deux types d'air stable selon le gradient de température vertical de température de la colonne d'air dans l'atmosphère :

stabilité absolue. : lorsque la température de l'environnement est toujours moindre que celle de l'adiabatique saturé ; stabilité conditionnelle : lorsque la température de l'environnement peut être plus rapide que ce gradient au-dessus d'une certaine altitude. Un soulèvement mécanique permet alors d'atteindre une couche instable et le niveau de convection libre.

Ainsi, une couche où le gradient thermique est nul ou négatif, appelées respectivement couche isotherme et couche d'inversion, favorise une stabilité générale de l'air, limitant les développements verticaux de grande ampleur. Elles forment donc un couvercle où les nuages convectifs ne peuvent se former ou ne peuvent dépasser s'ils se forment à une altitude inférieure.

Atmosphère neutre

Une particule qui subit un déplacement vertical et qui ne devient ni plus chaude, ni plus froide que le milieu ambiant, est dite dans une « atmosphère neutre ». Elle demeurera au nouveau niveau car aucune force ne s'exerce sur elle pour continuer à la déplacer ou à revenir à son point de départ.

Gradient sec ou humide

thumb|Téphigramme avec le taux adiabatique humide en tirets et le taux adiabatique sec indiqué par les lignes à 45 degrés vers la gauche. Le gradient adiabatique de la couche évoqué plus haut n'est pas précisé comme étant sec ou humide. Comme une parcelle d'air soulevée ne peut changer de température que selon ces deux courbes :

une parcelle d'air soulevée ne peut changer de température plus vite que le gradient adiabatique sec. Donc toute couche d'air qui aura un gradient plus grand que celui-ci est par définition instable ; une parcelle d'air saturée ne peut, quant à elle, changer de température plus vite que le pseudo-gradient adiabatique humide. Si la couche a un changement de température moindre que ce gradient, on a affaire à une couche car elle sera toujours plus chaude que la parcelle soulevée ; lorsque le gradient thermique se situe entre le gradient adiabatique sec et le gradient adiabatique saturé, on a une atmosphère potentiellement instable : si la parcelle soulevée est saturée et suit l'adiabatique humide, on a une situation instable, si la parcelle n'est pas saturée et suit l'adiabatique sèche, on a une situation stable jusqu'à ce que l'on atteigne la saturation par refroidissement d'altitude.