PHYSIQUE DE L'ATMOSPHÈRE COURS 1 ATMOSPHÈRE STRATIFIÉE ET CONVECTION ENSEM B. Legras, [email protected], http://gershwin.ens.fr/legras I Introduction et principes de base II La convection humide et la formation des nuages III Maintien et organisation de la convection IV Couche limite stratifiée et cycle diurne L'atmosphère est stratifiée: ● Décroissance exponentielle de la pression et de la densité du sol jusqu'à 100 km ● Plusieurs couches distinguées par le profil de température Troposphère de 0 à 12 km (18 km sous les tropiques) ● Stratosphère au dessus jusqu'à 50 km ● Mésosphère de 50 à 90 km ● 90% de la masse en dessous de 20 km La troposphère et la stratosphère sont séparées par la tropopaus La composition de l'atmosphère en composants majeurs (N2, O2) varie peu jusqu'à 100 km. Il existe par contre de fortes variations des composants mineurs (H2O, O3, ...) L'atmosphère est turbulente jusqu'à environ 100 km Dispersion de la traînée d'une fusée Deux lois fondamentales pour la stratification de l'atmosphère: ● Loi hydrostatique dp/dz + ρ g = 0 ● Loi du gaz parfait p = ρRT où R = 287 J kg-1 K1 Pour une température uniforme (simplification grossière mais pertinente) T0 = 255 K , on obtient p = p0 exp (-z/H) avec H = RT0/g ≈ 7,4 km Le profil de température n'est pas explicable par des lois simples. Il dépend de l'équilibre radiatif (absorption et émission) et du transport vertical de chaleur par les mouvements de l'atmosphère. Variations du profil de température vertical ● Au sol, variations de 100 K mais 50 K en moyenne entre pôle et équateur ● Les températures dans la région de la tropopause varient plus faiblement mais atteignent de très basses valeurs (190 K). Très basses températures aux pôles en hiver dans la basse stratosphère mais aussi à la tropopause tropicale. Distribution de la température Ozone Vapeur d'eau Les mouvements convectifs sont essentiellement adiabatique (échanges de chaleur beaucoup plus lents que l'équilibre de la pression). Conservation de la température potentielle θ = T (p0/p)R/Cp Instabilité des mouvements convectifs en fonction du profil de l'atmosphère Γ = - dT/dz Γ adiabatique Γ' = g/Cp Instabilité en terme de Γ et de la température potentielle θ Critère Γ > Γ' ou dθ/dz < 0 I Introduction et principes de base II La convection humide et la formation des nuages III Maintien et organisation de la convection IV Couche limite stratifiée et cycle diurne Condensation de l'humidité On caractérise la vapeur d'eau présente dans l'air, soit par sa pression partielle e, soit par son rapport de mélange r = ρ v/ρ La pression partielle de saturation dépend de la température (loi de ClausiusClapeyron). Le rapport de mélange saturant dépend de T et p: r p c r c0 = 0 p exp [− L 1 1 − ] Rv T T 0 pour T = 2O°C au sol, rc = 0,021 ou 12 g/kg, mais en altitude à 800 hPa (2000m) pour T = 7° C, on a rc = 0,009 ou 5 g/kg, et à 200 hPa pour T = -40°C, on a rc = 1,5 10 -4 ou 0.08 g/kg. Formation des nuages convectifs cumulus cumulonimbus Températures potentielles humides Pour une parcelle d'air humide saturé, la variation d'entropie pour une unité de masse d'air sec est L d =C p r v C pv r l C pl d log T d r v −R d log p d −r v R v d log e T C p ,C pv ,C pl : capacités calorifiques de l'air sec, de la vapeur d'eau et de l'eau liquide r v , r l : rapports de mélange de la vapeur d'eau et de l'eau liquide 29 R , R v : constantes des gaz pour l'air sec et la vapeur d'eau R v = R 18 p d , e : pression de l'air sec et pression saturante de l'eau à la température T L : chaleur latente de condensation d log e L En utilisant de plus l'équation de Clausius-Clapeyron = 2 , dT Rv T dL et l'équation de Kirchoff =C pv −C pl , dT L rv on se ramène à d =C p r C pl d log T d −R d log p d T où r=r v r l est le rapport de mélange total de l'eau Ceci permet de définir une température potentielle équivalente e telle que d =C p r C pl d log e soit R p 0 C r C Lrv Lrv e =T exp ≈ exp pd C p r C pl T C pT p pl Conservation e si 1) r est conservé ( l'eau condensée reste transportée avec la parcelle), et 2) le mouvement est adiabatique. Pour une parcelle non saturée, la température potentielle équivalente est définie comme celle de la parcelle saturée obtenue par une détente adiabatique jusqu'au niveau de saturation (LCL). Avec cette définition, e est une variable conservative pour toutes les transformations adiabatiques de la parcelle (saturée ou non). Cependant, l'eau condensée n'est pas transportée avec la parcelle dans un nuage précipitant. On introduit la transformation pseudo-adiabatique pour la seule partie d'air sec de la parcelle. Hypothèse: la chaleur latente dégagée par la condensation sert entièrement à réchauffer cette partie On néglige la capacité thermique de la vapeur d'eau et de l'eau liquide, et il n'y a aucun échange de chaleur avec l'extérieur. L'entropie est alors L d =C p d log T d r v − R d log p d T r L rv L e = exp ∫0 d r ' v ≈ exp C pT C pT où l'intégrale est selon une pseudo-adiabatique. v On définit aussi la température potentielle équivalente de saturation es comme la température potentielle équivalente d'une parcelle saturée à la même pression et la même température L r v s T , p que la parcelle d'air considérée: e s ≡ exp C pT Pour une parcelle saturée, es =e ; pour une parcelle non saturée, es e. Remarque: on a négligé la contribution de l'évaporation des précipitations Instabilité incluant l'humidité La quantité conservée pendant une transformation adiabatique saturée est la température potentielle équivalente L r vs T , P es ≈ exp C pT Conditions d'instabilités comparables au cas sec. L'instabilité est conditionnelle car il faut d'abord saturer l'air. Simplification: on néglige la plus faible densité de l'air humide par rapport à l'air sec(effet de température virtuelle) Γ d : adiabatique sèche Γ S: adiabatique humide saturée Instabilité conditionnelle Lorsque qu'une parcelle d'air est déplacée verticalement. Elle s'élève d'abord selon une adiabatique sèche et atteint ainsi son niveau de condensation (LCL). Elle poursuit son chemin en restant saturée selon une pseudo-adiabatique. Elle rencontre son niveau de flottabilité (LFC) lorsque sa température e égale es de l'air ambiant. A ce moment là, la température de la parcelle est égale à celle de l'air ambiant. d es L'ascension continue si 0 dz Rq: On peut tenir compte de l'effet de la vapeur d'eau sur la densité de l'air en remplaçant T par la température Rv 1 r v R virtuelle T v =T 1 r v Situation convective typique en région tropicale Histoire d'une parcelle d'air humide au cours de l'ascendance dans un nuage Energie potentielle: <- Sommet du nuage p P=R ∫p T '−T d ln p T: Température ambiante T': Température de la parcelle ascendante 0 p CAPE=R ∫p T '−T d ln p LFC Niveau de flottabilité LFC -> Niveau de condensation LCL -> (base du nuage) Energie potentielle convective utilisable (CAPE) CAPE = P(pLFC) – P(pc) CAPE et diagramme météorologique I Introduction et principes de base II La convection humide et la formation des nuages III Maintien et organisation de la convection ● Instabilité potentielle ● Rôle des courants de densité et supercellules ● Nuages de systèmes frontaux ● Convection dans les régions tropicales IV Couche limite stratifiée et cycle diurne Instabilité potentielle L'instabilité potentielle apparaît lorsque d d e 0 mais 0 dz dz Elle se manifeste si une couche d'air potentiellement instable est soulevée, par exemple au passage d'un relief ou lors du mouvement d'un front. A partir du moment où la partie la plus basse devient saturée, la convection se déclenche. Se rappeler: l'instabilité conditionnelle est liée au mouvement d'une parcelle d'air qui doit d'abord atteindre son niveau de flottabilité; l'instabilité potentielle est liée au mouvement d'une couche d'air qui devient instable en s'élevant sous l'effet d'une contrainte (orographie, brise de mer, ...) Couche saturée instable Un exemple de déclenchement de la convection par la brise de mer. Simulation mésoéchelle à la résolution de 8 km sur l'île de Bornéo. Composite journalier sur 4 jours en mai 1998. Evolution des précipitations convectives. 1 image/15' Un exemple de déclenchement de la convection par la brise de mer. Simulation mésoéchelle à la résolution de 8 km sur l'île de Bornéo. Composite journalier sur 4 jours en mai 1998. Evolution du vent horizontal. Mécanisme de propagation / régénération d'une cellule convective en présence de cisaillement du vent Structure d'une super cellule convective (engendrant tornades et averses de grêle) Fronts de cumulonumbus Création de vorticité au sein d'un nuage convectif par déformation et étirement des rouleaux horizontaux Séparation des cellules et formation d'une supercellule cyclonique Schéma 3D d'une supercellule cyclonique Structure des nuages et précipitations associés à un front froid Bandes de nuages au voisinage d'un front Bandes de précipitation vue par un radar Tropiques Zone de convergence inter-tropicale: janvier et août (données ISCCP) Les nuages convectifs tropicaux ne présentent pas de structure à grande échelle contrairement aux systèmes frontaux des latitudes tempérées Organisation à méso-échelle: cyclone tropical Cyclone Phanfone (17 août 2002, nord ouest Pacifique) Organisation d'un cyclone Structure en bandes des précipitations dans un cyclone tropical Passage du cyclone Dina près de La Réunion Mur de nuages à l'intérieur de l'oeil du cyclone Coup de vent d'ouest Organisation à méso-échelle: lignes de grain en Afrique I Introduction et principes de base II La convection humide et la formation des nuages III Maintien et organisation de la convection IV Couche limite stratifiée et cycle diurne Cycle diurne d'une couche limite continentale en régime anticyclonique Profil s