Gradient adiabatique et nuage

[Xenthys]

Bonjour à tous et à toutes,

Dans le cadre d'un exposé sur les nuages, j'ai été confronté à la notion de gradient adiabatique. J'ai à peu près réussi à comprendre qu'il s'agissait d'une différence de température entre la température théorique de l'air à une certaine altitude et la température de l'air qui s'élève. Mais j'ai besoin des explications très claires sur ce gradient ainsi que sur les nuances de gradient adiabatique sec et humide et gradient thermique vertical. Je crois que le gradient adiabatique sec s'appliquait à l'air sec et le gradient humide à l'air saturé. Pourriez-vous également m'expliquer le rapport entre le gradient et la stabilité de l'air.

Je vous remercie d'avance,

[Cirus]

Tout d'abord, pour une adiabatique sèche, on perd 1°c tous les 100 mètres.

Pour une adiabatique humide, on perd 0,6°c tous les 100 mètres.

Pour un gradient vertical thermique de l'air ambiant, c'est un peu différent.

Dans le cas d'une masse d'air Polaire, on perd 0,6 à 0,9°c tous les 100 mètres.

Dans le cas d'une masse d'air tropical, on perd 0,3 à 0,6°c tous les 100 mètres.

Dans le cas d'une masse d'air arctique, on perd environ 0,8°c tous les 100 mètres.

Bien sûr, cela ne s'applique que dans la couche limite (jusqu'à 1500 m d'alt).

Dans l'atmostère libre, c'est autre chose (au-dessus de 1500 m d'alt).

[N4SH]

Je peux t'éclairer sur ces définitions qui peuvent paraître un peu obscures. La "rapidité" avec laquelle la température décroît avec l'altitude définit ce qu'on appelle le gradient thermique vertical de l'air ambiant. C'est ce gradient qui joue un rôle primordial dans la formation des nuages et il est mesuré systématiquement tous les jours à intervalles réguliers (ainsi que de nombreux paramètres supplémentaires) au moyen des avions, ballons sondes instrumentés etc... Plus généralement et sans avoir accès au véritable gradient thermique verstival de l'air ambiant , on peut tabler une baisse moyenne de 2°C tous les 300m environ, soit 7°C par km.

Concernant maintenant le gradient adiabatique, on l'utilise dans le cadre d'une masse d'air forcée à monter dans l'atmosphère. L'air soulevé en altitude se refroidit de lui même par détente, indépendamment du gradient vertical de l'air ambiant. Cette forme de refroidissement est dite refroidissement adiabatique du même nom que le gradient. On parle alors de gradient adiabatique lorsque cette décroissance est de 3°C tous les 300m.

Pour comprendre l'utilité de ces définitions :

Les températures de l'air ascendant et celle de l'air ambiant sont a priori différentes, et cette différence a a priori un impact sur le mouvement de cet air ascendant. Si a un moment donné le gradient thermique vertical de l'air ambiant près du sol est inférieur au gradient adiabatique, l'air ascendant sera plus froid que l'air ambiant ; étant plus dense, donc plus lourd, il ne peux poursuive sa progression verticale et tend à redescendre. Ainsi, l'atmosphère étouffe dans cet exemple les phénomène d'ascendance : elle est dite stable. Lorsque l'air ascendant est à la même température que l'air environnant, on dit qu'il est en équilibre thermique.

Si a contrario, le gradient thermique de l'air ambiant est supérieur au gradient adiabatique, l'air ascendant sera plus chaud que l'air ambiant. Etant moins dense, donc plus léger, il va continuer à monter. Ce type d'atmosphère amplifie les phénomènes d'ascendances, il est qualifié d'instable.

Mais il est plus facile de se représenter les deux types d'atmosphère "stable" et "instable" en faisant figurer le gradient thermqiue vertical de l'air ambiant et le gradient adiabatique (3°C/300m) pour mieux comprendre le principe. Ce genre de schéma doit certainement se trouver facilement sur le net ou dans une bibliothèque.

Pour le gradient adiabatique sec et le gradient adiabatique saturé :

Lorsque la condensation intervient, deux phénomènes importants se produisent. Exemple la sensation de froid que l'on ressent au cours de l'évaporation, liée à une baisse de température. Le phénomène inverse de l'évaporation est la condensation. Lorsque la condensation se réalise la température augmente, il y a dégagement de chaleur, et cette chaleur est plus connue sous le nom de "chaleur latente"

Ce dégagement de chaleur réduit alors le gradient adiabatique de moitié : il passe de 3°C à 1,5°C par 300m. Celà signifie que l'air se refroidit pmoins vite tant que la condensation se poursuit. Il y a donc deux types de gradient adiabatique si l'on tient compte de cette nouvelle donnée :

-le gradient adiabatique avant condensation : Précondensation - gradient adiabatique sec : 3°C par 300m

- le gradient adiabatique après condensation : Postcondensation - gradient adiabatique saturé : 1,5°C par 300m

La différence numérique entre gradient adiabatique sec et saturé ne se vérifie qu'en dessous de 1800m environ, au delà elle n'est plus significative.

J'espère que mes explications t'ont éclairé //

[chris68]

J'avais fait un petit topo sur ces notions, tu as quelques schemas aussi qui complètent, si ça peut d'aider:

http://keraunos.forumpro.fr/discussions-ge...raphes-t260.htm

[Xenthys]

Merci infiniment pour vos réponses. J'ai tout compris maintenant. J'étais un peu perdu. Mais je voudrais savoir une dernière chose: quels sont les phénomènes qui donnent origine aux différents types de nuages ? J'ai recherché plusieurs informations et j'avais trouvé que selon la procédure qui donnait origine au nuage (convection, soulèvement orographique), les nuages étaient de types différents.

je vous remercie d'avance /emoticons/wink@2x.png 2x" width="20" height="20">

[Météofun]

Pour un gradient vertical thermique de l'air ambiant, c'est un peu différent.

Dans le cas d'une masse d'air Polaire, on perd 0,6 à 0,9°c tous les 100 mètres.

Dans le cas d'une masse d'air tropical, on perd 0,3 à 0,6°c tous les 100 mètres.

Dans le cas d'une masse d'air arctique, on perd environ 0,8°c tous les 100 mètres.

Bien sûr, cela ne s'applique que dans la couche limite (jusqu'à 1500 m d'alt).

Dans l'atmostère libre, c'est autre chose (au-dessus de 1500 m d'alt).

Heu … En moyenne dans la couche limite le gradient est plutôt de l’ordre de 0.8°/100m à 1°/100m quelque soit les masses d’air. C’est assez général sauf quand les surfaces ont des températures très différentes (ex : la nuit lorsqu’elle est clair, température de mer très froide, sol très chaud exposé au soleil …). Les différences sont plus marquées lorsque le sol est froid car la stabilité qui en découle ne favorise pas le brassage.Sinon, plus généralement il ne faut pas confondre le gradient adiabatique sec (valable pour de l’air sec) et le gradient adiabatique humide (valable pour l’air réel NON SATURE). Ces deux gradient sont peu différent et le plus souvent (calcul sur émagramme par exemple) on assimile l’air réel à de l’air sec.

Ce dégagement de chaleur réduit alors le gradient adiabatique de moitié : il passe de 3°C à 1,5°C par 300m.

Le gradient pseudo-adiabatique est celui lié à l’air saturé. Plus l’air est humide (en humidité absolu, pas relative) plus la différence est grande entre les deux gradients. On le repère bien en travaillant sur les émagramme.Pour plus d’indication, tu peux faire une recherche sur ce forum ou regarder cette explication :

http://www.meteociel.com/analyse/index.php?analyse=98

Sinon pour la formation des nuages, tu as :

1 ) le refroidissement isobare (refroidissement à pression constante, c’est-à-dire approximativement sans changement d’altitude) qui donne les phénomènes de brouillard

2) le refroidissement par détente (avec changement de pression, donc d’altitude). Elle peut-être produite par un front (ascendances frontales), le relief (ascendances orographiques) ou la convection (ascendances convectives avec nuages cumuliformes). A noter aussi que le relief peut favoriser la convection.

3) L’apport de vapeur d’eau et le mélange. C’est un phénomène plus anecdotique mais qui peut générer certains types de brouillards par exemple.

Tu as certains explication sur le site internet de Météo-France même si j’aime pas trop sa formulation pour le soulèvement frontal, en fait c’est plus compliqué que ce qui est expliqué :

http://comprendre.meteofrance.com/pedagogi...es?page_id=2752

[Xenthys]

Merci pour vos liens. Ils me sont vraiment très utiles. J'ai une toute petite et dernière question à vous poser, étant donné que vous avez l'air d'être tous des spécialistes: je ne comprends pas très bien quelle est la différence entre effet de foehn et soulèvement orographique. J'ai cru comprendre que l'effet de foehn expliquait la formation de nuages par soulèvement orographique mais je ne saisis pas bien à quel moment il intervient.

Merci de m'aider et surtout merci de votre patience. /emoticons/wink@2x.png 2x" width="20" height="20">

[Météofun]

A défaut d’être « spécialiste » (mais plutôt amateurs) je tente néanmoins un réponse /emoticons/wink@2x.png 2x" width="20" height="20"> ; il y a une différence entre le l’effet de foehn et le soulèvement orographique. Le soulèvement orographique est le fait qu’une masse d’air soit soulevé par le vent qui « monte » sur la montagne. Le refroidissement qui s’en suit peut (mais pas toujours) amener des nuages (nuages orographiques) et parfois des pluies (pluies orographiques).

L’effet de foehn ne se produit que lorsqu’il y a des précipitations. La libération de chaleur latente lors de la condensation ne pourra être reprise de l’autre côté de la montagne pour la partie qui a précipité (s’il n’y a pas de précipitation le bilan est nul suivant la théorie de ce modèle très simple). En conséquence, sous le vent de la montagne on observe alors un air plus sec (il s’est déchargé d’une partie de son humidité sous forme de précipitation) et plus chaud (la libération de la chaleur latente par la condensation est supérieur à l’absorption de chaleur latente par l’évaporation à cause de la partie qui a précipité).

En gros pour le modèle très simple classique de l’effet de foehn, on peut dire que le soulèvement orographique est un des éléments pour expliquer l’effet de foehn et que l’on peut trouver tout un tas de soulèvements orographiques sans effet de foehn.