La stabilité verticale

Forces dans l ’atmosphère Force de gradient de pression Force de gravité Force de Coriolis

À l ’équilibre et au repos

À l ’équilibre et vitesse = 0 hydrostatique

Équation hydrostatique

Équation hypsométrique L ’épaisseur de la couche entre p0 et p est

Équation hypsométrique

Atmosphère non-hydrostatique En réalité l ’équilibre verticale n ’est pas toujours parfaitement réalisé. Il constitue un état synoptique moyen de l ’atmosphère, mais il peut parfois être détruit. C ’est le cas des lentes ascensions et descentes synoptiques : accélérations inférieurs à 10-4 m/s2. Déséquilibre vertical pratiquement négligeable. On parle d ’équilibre quasi hydrostatique.

Atmosphère non-hydrostatique À une échelle plus petite, les particules, plus petites, sont souvent entraînées dans des mouvements rapides (p.ex. les mouvements turbulents dans les basses couches) : accélérations de l’ordre de 10-1 m/s2 Ces accélérations résultent des forçages dynamiques ou thermiques, mais elles sont aussi le résultat de la stabilité ou instabilité de l ’équilibre hydrostatique des particules.

Notion de stabilité statique verticale d ’une particule neutre instable stable

Méthode de la particule Nous faisons les suppositions suivantes: A) le processus est adiabatique B) la particule ne se mélange pas avec et n ’est pas soumise au frottement avec celui-ci l ’environnement C) pas de mouvements compensatoires dans l ’environnement. D) On néglige la pesanteur de l ’eau liquide

Méthode de la particule Pourquoi l ’hypothèse adiabatique est plausible? A) l ’air est un mauvais conducteur B) le mélange de la particule avec l ’environnement est lent C) les changements de température dus au processus radiatifs et de conduction sont petits comparativement à ceux dus aux processus adiabatiques

Méthode de la particule Cependant le mélange de l ’air avec son environnement est très important dans certaines conditions: par exemple dans la région de développement d ’un cumulonimbus il a souvent de l ’entraînement de l ’air environnant dans la masse nuageuse. Il faut utiliser des méthodes spéciales pour tenir compte de l ’entraînement dans le changement de la stabilité.

Notion de stabilité verticale d ’une particule Ce qu ’il faut toujours avoir en tête: 1) Le profil de température de l ’environnement peut être quelconque: on le mesure par radiosondage 2) La variation de température de la particule est adiabatique: Taux de variation verticale (gradient thermique) de la température avant la saturation, d Taux de variation verticale de température après la saturation, s

Notion de stabilité verticale d ’une particule Le profil de température de l ’environnement peut être quelconque: on le mesure par radiosondage Le gradient thermique est le taux de décroissance de la température en fonction de la hauteur Distribution d ’un exemple

Taux de refroidissement adiabatique pour l ’air sec Premier principe: + Équation hydrostatique

Taux de refroidissement adiabatique pour l ’air humide non saturé

Taux de refroidissement adiabatique pour l ’air humide saturé L ’équation que décrit le processus

Taux de refroidissement adiabatique pour l ’air humide saturé

Méthode de la particule d ’air: étude des forces en présence Environnement: particule:

Méthode de la particule d ’air: étude des forces en présence Environnement: particule:

Méthode de la particule d ’air: étude des forces en présence Environ.: particule:

Méthode de la particule d ’air: étude des forces en présence Environ.: particule:

Méthode de la particule d ’air: étude des forces en présence Environnement: Particule: Accélération Fréquence de Brunt-Vaïsälä

Stabilité statique d ’une particule non saturée T1’=T1 T2 p1 p2 E1 E2 Tv(p) T2’ T1

Stabilité statique d ’une particule non saturée Tv(p) p1 E1 T1’=T1

Stabilité statique d ’une particule non saturée T1’=T1 T2 p1 p2 E1 E2 Tv(p) T2’ T1

Stabilité statique d ’une particule saturée T1’=T1 T2 p1 p2 E1 E2 Tv(p) T2’ T1

Atmosphère absolument stable

Stabilité statique d ’une particule saturée T1’=T1 T2 p1 p2 E1 E2 Tv(p) T2’ T1

Stabilité statique d ’une particule saturée T1’=T1 T2 p1 p2 E1 E2 Tv(p) T2’ T1

Instabilité absolue

Instabilité statique conditionnelle

Trajectoires

Formation des nuages par soulèvement orographique

Ondes dans une atmosphère stable

Formation des nuages: atmosphère stable

Formation des nuages: atmosphère instable

Critère de stabilité statique: résumé Voir transparent pp 37 notes de cours: Enrico Torlashi

Exemple: 6. Absolument stable 5. Absolument stable 4. Instabilité conditionnelle 3. Absolument stable 2. Instabilité conditionnelle 1. Absolument instable

Instabilité latente Si le déplacement de la particule est fini (pas un «epsilon» au tour de sa position d ’équilibre), une particule peut être en équilibre stable mais en s ’éloignant assez de sa position d ’équilibre son équilibre peut être éliminé.

Instabilité latente

Instabilité latente: niveau de convection libre T(p) T’(p) pNE Niveau d ’équilibre A+ pNCL Niveau de convection libre pNCA Niveau de condensation par ascension A- p0 TD TD Niveau de référence

Type d ’instabilité latente T(p) T’(p) Latente réelle pNE Niveau d ’équilibre A+ Pseudo latente pNCL Niveau de convection libre pNCA Niveau de condensation par ascension Stable A- p0

Couches d ’instabilité latente: procédure d ’identification 1. Trouver la courbe Tw(p) 2. Trouver la plus petite valeur de w qui est tangente à la courbe de température sèche, et ce, pour toutes les couches où  > ou = s . 3. Pour chaque tranche, descendre le long du w trouvé et noter les endroits où Tw est à droite de la ligne w . Les zones où Tw est à droite de w constituent les couches d ’instabilité latente

Température de convection et niveau de condensation par convection (NCC) Question ???? Étant donné les conditions d ’humidité connues dans la basse atmosphère, quelle est la température qui permettra à un particule élevée du sol de demeurer plus chaude que l ’environnement et d ’être par conséquent en convection ?