PHYSIQUE ÉLÉMENTAIRE DE L'AIR. L'air "chimiquement pur" AZOTE 78% OXYGENE 21% GAZ RARES 1% Argon 0.9% ; Xénon ; Ozone ; Néon ; Hélium etc.

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1 PHYSIQUE ÉLÉMENTAIRE DE L'AIR

2 L'air "chimiquement pur" AZOTE 78% OXYGENE 21% GAZ RARES 1% Argon 0.9% ; Xénon ; Ozone ; Néon ; Hélium etc.

3 L'air atmosphérique De l'air "chimiquement pur"… … et des impuretés. Vapeur d'eauGlace Eau liquide Traces de gaz CO 2, H 2 etc. Particules solides (pollens, suies, poussières, cristaux de sel etc.)

4 Ce sont justement ces "impuretés" qui vont jouer un rôle très important dans les phénomènes météorologiques

5 LA TEMPÉRATURE ET LA TRANSMISSION DE LA CHALEUR

6 La température, exprime la notion… de chaud et de froid.

7 Elle illustre le niveau d'agitation qui anime les particules constituant les molécules. Plus l'agitation est grande, plus la température est élevée.

8 Si l'agitation cesse, la température est minimale : C'est le zéro "absolu". 0° K (Kelvin) -273° C (Celsius)

9 Transmission de la chaleur La chaleur se propage selon trois modes :

10 Le rayonnement

11 La conduction Je veux des cendres ! T'affole pas… … tu vas en avoir !

12 La convection

13 Le rayonnement …mais sous forme dondes électromagnétiques. Cest la transmission de la chaleur… …sans support matériel… Tout corps dont la température est non nulle émet un rayonnement calorifique

14 celui-ci séchauffe. Quand le rayonnement entre en contact avec un corps,

15 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.

16 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.

17 La température du corps émetteur détermine la longueur donde du rayonnement et sa luminosité. Quand la longueur donde diffère, les effets du rayonnement sur les corps récepteurs sont modifiés.

18

19 Par contre, il reçoit de la chaleur grâce au rayonnement obscur de la terre qui ré-émet la chaleur reçue du soleil (grande longueur donde)

20 … par les matériaux sombres qui alors séchauffent Le rayonnement solaire est absorbé…

21 Le rayonnement solaire traverse les matériaux transparents Sans les échauffer

22 Il se réfléchit sur les surfaces planes et glacées (effet miroir)

23 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 lincidence du rayonnement.

24 La conduction

25 L'air est mauvais conducteur Si on lui donne artificiellement une "masse compacte", il est, au contraire un très bon isolant. Polystyrène expansé, laine de verre, neige etc.

26 La conduction s'opèrera toutefois sur de faibles épaisseurs au contact des parties chaudes du sol.

27 La convection La chaleur est véhiculée grâce au déplacement dun fluide porteur (liquide ou gaz)

28 La convection peut être naturelle (radiateurs, cumulus etc.)… … ou forcée.

29 Vent… Turbulence… Brassage mécanique

30 Propagation de la chaleur vers l'atmosphère

31 Du rayonnement reçu du soleil, une partie est réfléchie par latmosphère, une partie la traverse. Labsorption est infime.

32 La chaleur qui traverse latmosphère est pour une part réfléchie (océans, banquises)… … une autre est absorbée (continents, évaporations des eaux).

33 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.

34 Les couches nuageuses constituent des "accidents" pour ces phénomènes : Nuages diurnes Déficit de réchauffement Journée froide Nuages nocturnes Mauvais rayonnement Nuit chaude

35 La croûte terrestre qui échauffée déclenche la convection. Celle-ci apporte de la chaleur à l'atmosphère.

36 L'équilibre radiatif est atteint CHALEUR ABSORBÉE = CHALEUR RAYONNÉE La température à la surface de la terre reste sensiblement constante : 17° environ Mais la nature est bien faite…

37 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.

38 Le gradient de température de l'atmosphère est donné par les valeurs suivantes : 0 m 15°C Température à 0 m : 15°C 11000 m -56.5°C Tropopause Tropopause à 11000 m à –56.5°C isothermie 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

39 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

40 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.

41 LA PRESSION ATMOSPHÉRIQUE

42 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.

43 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

44 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 dense La variation de pression par tranche d'altitude est plus forte dans les basses couches

45 Altitudes en mPression en HPa 01013.25 1000898.70 2000795.00 3000701.10 4000616.40 5000540.20 6000471.80 7000410.60 8000356.00 9000307.40 10 000264.40 11 000236.20

46 PRESSION ATMOSPHÉRIQUE Pression en Hpa Altitude en km 2004006008001000 2 4 6 8 10 20 30 0 Décroissance en fonction de l'altitude

47 Tranche d'altitudeΔ d'alt. par Hpa 0 à 1000 m8,8 m 1000 à 2000 m9,6 m 2000 à 3000 m10,6 m 3000 à 4000 m11,8 m 4000 à 5000 m13,2 m 5000 à 6000 m14,7 m 6000 à 7000 m16,4 m 7000 à 8000 m18,2 m 8000 à 9000 m20,4 m 9000 à 10000 m23,2 m Gradient de pression en altitude

48 La relation 1 Hpa = 8.5 m n'est valable que pour les basses couches de l'atmosphère (<1000 m).

49 Un gaz qui se détend se refroidit Pneu qu'on dégonfle, Bombe de crème chantilly, Extincteur à CO 2 etc.

50 Inversement un gaz qui est comprimé s'échauffe Pompe à vélo, Compresseur, Moteur diesel etc.

51 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° Z1Z1 P T° Z2Z2

52 P T° Z1Z1 Z2Z2 P 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.

53 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"

54 15° REFROIDISSEMENT PAR DETENTE 9° En montant, la bulle se détend… …elle se refroidit d'environ : 1° par 100m 0 m 600 m

55 5° 100 m 1000 m RÉCHAUFFEMENT PAR COMPRESSION En descendant la bulle se comprime… …elle se réchauffe d'environ : 1° par 100m 14°

56 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)

57 1000 m 0 m 15° 5° Air ambiant = Atmosphère standard ? 8.5° 15°

58 L'HUMIDITÉ

59 L'humidité est l'expression de la quantité de vapeur d'eau contenue dans l'air. La vapeur d'eau est l'eau (H 2 O) sous forme gazeuse. Elle est parfaitement invisible. L'air le plus limpide et le plus sec contient toujours une certaine quantité d'eau.

60 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).

61 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 (m 3 ) 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.

62 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 m 3 ) … mais il y a beaucoup de m 3 !!! 1 m 3 1.225 Kg (altitude 0)

63 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.

64 15° 1.Dans une casserole deau à 15°, versons lentement du sel tout en remuant. Le sel commence par se dissoudre complètement. 15° 2. Au bout dune certaine quantité de sel versé, apparaissent des cristaux qui refusent de se dissoudre. Le mélange est saturé

65 30° 3. Portons leau à 30° : le dépôt de cristaux disparaît… … il est même possible de rajouter du sel 30° Jusquà ce quune nouvelle saturation soit atteinte Pour chaque température il est possible de noter une valeur de saturation exprimée en gramme de sel par litre deau

66 60° Inversement, partant dune 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 lexcédent par rapport à la valeur de saturation

67 La saturation peut être obtenue par deux moyens Soit l'augmentation du rapport de mélange Soit par diminution de la température

68 La vapeur deau dans lair obéit à des règles semblables. Pour chaque température de lair, il est possible de "dissoudre" une quantité maximale de vapeur d'eau appelée valeur de saturation.

69 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).

70 T° Vapeur H 2 O En g/m 3 T° Vapeur H 2 O En g/m 3 T° Vapeur H 2 O En g/m 3 -201.0788.241916.17 -102.2898.782017.15 -53.38109.362118.17 04.83119.962219.25 15.211210.602320.39 25.571311.282421.58 35.951411.992522.83 46.361512.743030.08 56.791613.533539.03 67.251714.374050.67 77.731815.255082.23 Quantité de vapeur d'eau par m 3 d'air saturé

71 0 Température en °C Vapeur d'eau en g/m 3 Quantité de vapeur d'eau par m 3 d'air saturé Plus l'air est chaud… …plus il est susceptible de contenir de la vapeur d'eau

72 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 : 1916.17 2017.15 2118.17 1411.99 1512.74 1613.53 Si sa température baisse à 15°C, il ne pourra plus en contenir que : 17.15g de vapeur par m 3. 12.74 g/m 3

73 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

74 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.)

75 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.

76 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.

77 Quelle est l'humidité relative relevée : à Brest ? (t= 8°, h.a.= 8g/m 3)

78 T° Vapeur H 2 O En g/m 3 T° Vapeur H 2 O En g/m 3 T° Vapeur H 2 O En g/m 3 -201.0788.241916.17 -102.2898.782017.15 -53.38109.362118.17 04.83119.962219.25 15.211210.602320.39 25.571311.282421.58 35.951411.992522.83 46.361512.743030.08 56.791613.533539.03 67.251714.374050.67 77.731815.255082.23 Humidité à Brest H% = 8 g 8,24 g x 100 97 %

79 à Dakar ? (t= 35°, h.a.= 20 g/m 3) Quelle est l'humidité relative relevée :

80 T° Vapeur H 2 O En g/m 3 T° Vapeur H 2 O En g/m 3 T° Vapeur H 2 O En g/m 3 -201.0788.241916.17 -102.2898.782017.15 -53.38109.362118.17 04.83119.962219.25 15.211210.602320.39 25.571311.282421.58 35.951411.992522.83 46.361512.743030.08 56.791613.533539.03 67.251714.374050.67 77.731815.255082.23 Humidité à Dakar H% = 20 g 39,03 g x 100 51 %

81 NOTION DE CHALEUR LATENTE

82 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.

83 -18° 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 jusquà ce que la dernière particule de glace soit fondue. Avec laimable autorisation des apéritifs MARTINI

84 10° 5. Dès que la glace est fondue, la température re-augmente ; 6. À 100°, lébullition commence ; 100° 7. Pendant lébullition la température reste égale à 100° 8. Et ce, jusquà évaporation complète… … au delà, cest la température de la vapeur qui augmente, et la casserole qui fond! 150°

85 De cette expérience, on déduit que : Il est très important de surveiller la cuisson des nouilles Quune quantité très importante de chaleur est utilisée, non pas pour augmenter la température dun corps mais pour contribuer à son changement détat Cette chaleur est appelée « chaleur latente ».

86 Temps de chauffe température 100° 0° -18° 115 71451 Vaporisation 37 De 0 à 100° : 7 Fusion : 6 De –18 à 0° : 115 Conditions dexpérience : 1kg de glace ; Puissance de chauffe 1000W. Chaleur, température et changement détat

87 Pour transformer une certaine quantité deau de létat de glace (-18°) à létat de vapeur (100°), il faut consacrer : 2% de lénergie pour passer la glace de –18 à 0° ; 6% pour transformer leau solide en eau liquide ; 12% pour passer leau de 0 à 100° ; 72% pour transformer leau liquide en eau gazeuse (1) (1) Avec les compliments des sources « Perrier » La chaleur latente représente dans cet exemple 78% de lénergie fournie

88 Inversement lors du passage : De létat gazeux à létat liquide ; De létat liquide à létat solide ; La chaleur latente est restituée. Chaleur de condensation = chaleur de vaporisation Chaleur de solidification = chaleur de fusion

89 reprenons l'expérience de la bulle mais cette fois avec de l'air saturé… P T° P T° Z1Z1 Z2Z2 Un refroidissement va être constaté comme avec de l'air sec mais … …une certaine quantité de vapeur d'eau va se condenser !

90 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

91 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

92 0.5° par 100 m C'est le gradient pseudo-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).

93 1000 m 0 m 5° Air ambiant = Atmosphère standard ? 8.5° 15° ? 10° Air sec 15° Air saturé

94 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.

95 STABILITÉ ET INSTABILITÉ DE L'AIR

96 On dit qu'un objet est en équilibre stable lorsque,écarté de sa position d'origine, il tend à y revenir de lui même.

97 On dit qu'un objet est en équilibre instable lorsque, écarté de sa position d'origine, il tend à s'en écarter encore plus.

98 On dit qu'un objet est en équilibre indifférent lorsque, écarté de sa position d'origine, il conserve son nouvel emplacement.

99 Une particule d'air, peut dans certaines conditions présenter un caractère : de stabilité d'instabilité ou d'équilibre indifférent qui rendent possible ou non La convection

100 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 instable 15° 7.5° 5° 2.5° 0°-2.5° 17°12° 7° 12°

101 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.

102 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° 9h11h13h15h 11° 10° 2° 400 m 600 m 1800 m 2000 m Air non saturé

103 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° 3.5° 1° -1.5° nuage 1400 m3000 m Air se saturant

104 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° 3.5° 1° 13h -1.5° 6° 4.5° 2° -0.5° 15h -3° -5.5°

105 L'ÉMAGRAMME

106 CONSTRUCTION DE L'EMAGRAMME 1. échelle des altitudes (ou niveau de pression) 2. échelle de températures

107 L'EMAGRAMME à 90° L'émagramme est une grille, qui est résultat de l'assemblage des échelles d'altitudes et de températures

108 L'EMAGRAMME à 90° On appelle Points d'état la température de l'air à une altitude donnée "point d'état" 21° 2300 m

109 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".

110 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.

111 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°.

112 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.

113 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°

114 Autre exemple : Soit une particule (3000 m, -10°) Quelle sera sa température si elle descend à 500m ? 17° -10° Réponse : 17 °

115 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.

116 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 °

117 L'EMAGRAMME A 45° L'émagramme rassemble : les adiabatiques et les pseudo- adiabatiques Elles permettent de déterminer la température d'une particule avant et après sa saturation.

118 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 °

119 LA PREVISION DES ASCENDANCES

120 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.

121 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.

122 N'étant pas initialement saturées, les particules suivent une adiabatique… … jusqu'au croisement de la courbe d'état.

123 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 :

124 heuresT° C 8h (sondage) 12° 10h20° 12h24° 14h26° 16h maxi de T° 28° Températures prévues Courbe d'état

125 Prévision du sommet des ascendances Exemples : 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 :

126 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°

127 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

128 Base et sommet des cumulus Base 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. saturation 1500 m 3300 m Base : 1500 m Sommet : 3300 m

129 CALCUL DE L'HUMIDITÉ

130 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 1020 30

131 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 105678911 12 P

132 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) 105678911 12 Td est le Point de rosée r = 8 g/kg Td T

133 Le point de rosée est la température à laquelle il faut refroidir, à pression constante, une particule pour que celle-ci devienne saturée.

134 TTd L'humidité sur l'émagramme 105678911 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

135 C'est ce qui se passe lorsque vous prenez votre douche et que l'aération est insuffisante.

136 L'humidité sur l'émagramme T 105678911 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

137 Le point de condensation est la température à laquelle il faut refroidir, par détente adiabatique, une particule pour qu'elle devienne saturée.

138 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.

139 1 2 3 4 5 1020 30 Base et sommet des cumulus On 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

140 1 2 3 4 5 1020 30 L'émagramme à l'heure de l'apéro Combien 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/kg 2 g/kg de vapeur sont transformés en eau liquide et en glaçons (t=-5° au sommet) Volume du Cu : Environ 100 000 000 m3 Eau condensée : 75 000 l

141 Réponse : Environ 15 000 bouteilles !

142 Détermination De L'humidité (rapport de mélange)

143 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

144 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.

145 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.

146 Grâce au sondage, les éléments connus pour chaque altitude vont être : La température La température du thermomètre mouillé TTw Avec l'émagramme il sera alors possible de déterminer (sans calcul) : Lhumidité spécifique (rapport de mélange r) Le point de condensation Tc Le point de rosée Td

147 Calcul de l'humidité On 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

148 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 !

149 INSTABILITE ABSOLUE L'émagramme en un clin d'œil Pente moyenne de la courbe d'état penchée à gauche de l'adiabatique

150 L'émagramme en un clin d'œil STABILITE ABSOLUE Pente moyenne de la courbe d'état penchée à droite de la pseudo-adiabatique

151 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

152 L'émagramme en un clin d'œil Gros écart entre T et T'w AIR SEC Thermiques purs

153 L'émagramme en un clin d'œil Faible écart entre T et T'w AIR HUMIDE Ciel chargé Plafond bas

154 L'émagramme en un clin d'œil Forte humidité au niveau de l'inversion d'altitude ETALEMENT