La Météorologie

 

 

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  • Glossaire de chaque mot utilisé en Météorologie

    Glossaire de la lettre A à Z  lettre (A)

     

    abri météorologique

    Au cours des observations météorologiques sont systématiquement effectuées près du sol les mesures de grandeurs telles que la température ou l'humidité de l'air ; les instruments qui réalisent ces mesures sont alors placés à l'intérieur d'abris météorologiques.

    Pareils instruments, si l'on n'y prenait garde, pourraient en effet donner des résultats différents suivant l'environnement où ils se trouvent : par exemple, un thermomètre non protégé du soleil évaluera non pas la température, mais un "mélange" de cette température et du rayonnement solaire. Les abris météorologiques évitent ce genre d'inconvénient en assurant une bonne ventilation et une protection contre les divers types de rayonnement et les intempéries : de cette manière, les mesures obtenues par les instruments qu'ils contiennent gardent la même signification physique en tout lieu et à tout moment, pourvu que la construction et l'installation de ces abris répondent à certaines normes, telles que la détermination de la hauteur au-dessus du sol à laquelle sont mesurées les grandeurs météorologiques.

     

    Absorption

      Curieux  

    Un sol qui "engloutit" la pluie tombant d'un nuage absorbe une certaine quantité de matière (la masse de pluie tombée) qui a été émise par un autre milieu (le nuage) ; de même, l'air qui surplombe par beau temps un sol surchauffé absorbe la quantité d'énergie que ce dernier émet sous forme de chaleur. Dans les deux cas, une certaine quantité de matière ou d'énergie issue d'un premier milieu a pénétré dans un second milieu qui se l'est "appropriée" : on dit alors qu'il y a eu absorption (de matière ou d'énergie) par ce second milieu.

    La notion d'absorption s'emploie très couramment dans le cas de l'énergie apportée dans un milieu matériel donné par un rayonnement électromagnétique (lumière, rayons X, ondes radioélectriques , etc.). Transportée par l'onde associée au rayonnement, cette énergie peut être convertie sous l'action du nouveau milieu en une autre forme d'énergie ; ainsi, l'onde disparaît, au moins en partie, pour laisser place à un état modifié du système physique, chimique ou biologique que constitue ce milieu : il y a dans ce cas absorption du rayonnement incident.

    L'énergie acquise par le milieu absorbant se manifeste le plus souvent par une élévation de sa température, mais quelquefois aussi par une modification de son état physique (par exemple, la glace qui fond) ou de sa structure moléculaire (par exemple, le phosphore blanc qui se transforme en phosphore rouge) sans que sa température se modifie. L'énergie absorbée peut également susciter une ionisation, comme dans les panneaux solaires, ou bien donner naissance à une réaction photochimique, comme c'est le cas pour les plantes vertes, dont les substances organiques sont "fabriquées" à partir du gaz carboniqueatmosphérique et de l'eau en rejetant l'oxygène dans l'air, cela grâce à l'absorption du rayonnement solaire.

    Soulignons encore que l'absorption de rayonnement joue un rôle fondamental dans les échanges d'énergie qui gouvernent l'état et les mouvements de l' atmosphère en contribuant à l'équilibre radiatif, principalement à deux niveaux : celui de l'énergie reçue par la surface terrestre grâce au rayonnement solaire, et celui de l'effet de serre dû au "piégeage" atmosphérique du rayonnement infrarouge émis par cette même surface.

     

     

      Initié  

    Le spectre d'absorption

    L'absorption d'ondes électromagnétiques est un processus "sélectif" : seuls s'y soumettent les rayonnements dont les longueurs d'onde acquièrent certaines valeurs ou appartiennent à certains intervalles de valeurs ; on peut alors établir pour chaque milieu le spectre d'absorption réunissant ces raies ou ces bandes de longueurs d'onde. Les rayons incidents non absorbés traversent le milieu s'il leur est transparent, ou bien subissent une réflexion qui contribue à dépeindre sa couleur aux yeux d'un observateur : ainsi, un corps matériel apparaîtra noir s'il absorbe presque entièrement la lumière visible, et blanc s'il la réfléchit presque tout entière.

     

    Accélération de la pesanteur

      Curieux  

    L'accélération de la pesanteur en un point donné de l'espace entourant la Terre est l'accélération prise en ce point par un corps matériel qui chute sous la seule action de son propre poids.

    Plus précisément, notre planète exerce une force d'attraction sur tout corps matériel qui se trouve suffisamment proche de son centre O pour tomber dans son champ de gravitation (cf. figure) ; outre cette force de gravité, dirigée vers O, un corps matériel observé depuis la Terre est soumis à une force centrifuge due à la rotation du globe autour de l'axe des pôles et dirigée perpendiculairement à cet axe : et bien que cette autre force reste faible par rapport à la force de gravité, elle est suffisante pour que la combinaison des deux forces, qui est le poids du corps matériel considéré et qui a pour direction la verticale au centre A de ce corps, ne soit généralement plus dirigée exactement vers O. Or, le poids d'un corps matériel, étant une force, tend à lui imprimer une accélération qui, en chaque point A de la surface terrestre ou de l'atmosphère (déterminé par sa latitude, sa longitude et son altitude), garde une direction donnée — la verticale en A — et une valeur numérique donnée : c'est cette valeur que l'on appelle l'accélération de la pesanteur en A et que l'on désigne par g.

    Le nombre g, comme toute accélération, s'exprime en mètres par seconde carrée (un mobile se déplaçant en ligne droite avec une accélération de 1 mètre par seconde carrée voit sa vitesse s'accroître de 1 m.s - 1chaque seconde). La valeur moyenne de g au niveau moyen de la mer est égale à 9,806 65 mètres par seconde carrée — chiffre que l'on arrondit généralement à 9,81 mètres par seconde carrée — mais il est important de remarquer que l'accélération de la pesanteur prend des valeurs décroissantes quand l'altitude s'élève (à latitude et longitude données) et des valeurs croissantes quand augmente la latitude (à longitude et altitude données) et qu'elle varie en outre avec la nature et la proximité des grandes masses solides formant le substrat terrestre : ainsi, la valeur de g à l'altitude zéro croît de 9,78 à 9,83 mètres par seconde carrée environ lorsqu'on passe de l'équateur à l'un quelconque des pôles. C'est cette légère variation spatiale de l'accélération de la pesanteur qui conduit à substituer à l'altitude, en météorologie, une grandeur à peine différente appelée l'altitude géopotentielle, grâce à laquelle sont tracées les courbes de niveau ou lignes isohypses sur les surfaces isobares . On mesurera quelle peut être la présence de ce nombre g dans la mécanique du fluide atmosphérique si l'on considère que les équations sur lesquelles se fonde cette dernière s'obtiennent en divisant l'atmosphère en de nombreuses parcelles d'air qui constituent chacune un corps matériel en mouvement doté d'un certain poids.

     

      Initié  

    Les composantes de l'accélération de la pesanteur

    Comme les autres planètes, la Terre, dans sa géométrie d'ensemble, n'est pas exactement une sphère, mais un "ellipsoïde de révolution" (cf. figure) généré par une ellipse — très peu aplatie, certes — qui tourne autour de son "petit axe", l'axe des pôles SN (au contraire des ballons de rugby, où l'ellipse tourne autour de son grand axe). Et comme les autres planètes aussi, la nôtre, par ses dimensions et sa densité, est capable d'exercer une force d'attraction sur tout corps matériel A, de masse m , qui se trouve suffisamment proche du centre O de la Terre pour tomber dans son champ de gravitation : selon la loi fondamentale de la dynamique, la force de gravité G exercée sur A par la Terre a alors pour grandeur le produit de m par l'accélération Γ que tend à imprimer cette force au corps A ; ainsi que l'indique la figure, Γ est dans ce cas orientée de A vers O dans la direction de la droite AO, conformément aux règles de l'attraction universelle, qui précisent également que cette accélération est inversement proportionnelle au carré de la distance OA.

    Mais le corps A, repéré dans le voisinage de la Terre par sa latitude, sa longitude et son altitude, est par ailleurs soumis à une force d'inertie : la force centrifuge C due à la rotation du globe autour de l'axe des pôles, rotation qui s'effectue à une vitesse angulaire constante ω. Cette force C , nulle aux pôles et maximale à l'équateur (pour une masse m donnée), a pour grandeur le produit de m par l'accélération qu'elle tend à imprimer à A, laquelle a pour expression ω 2 HA, où H est la projection orthogonale de A sur SN (H et HA sont respectivement le centre et le rayon du parallèle de latitude passant par A).

    Bien que cette accélération centrifuge reste faible par rapport à Γ , elle est suffisante pour que la combinaison P des deux forces G et C ait une valeur et une direction généralement distinctes de celles de G : plus précisément, la force P , qui n'est autre que le poids du corps matériel A, a pour grandeur le produit de m par l'accélération g résultant des deux accélérations impliquées ; or, la direction prise par cette accélération résultante — qui définit la verticale de A — ne passe plus exactement par le centre O de la Terre (à l'exception des points du plan équatorial et de l'axe des pôles). De même, la valeur g de cette accélération résultante n'égale plus exactement celle de Γ (à l'exception des points de l'axe des pôles) : c'est ce nombre g, exprimé en m.s - 2, qui constitue l'accélération de la pesanteur.


    Les variations spatiales de l'accélération de la pesanteur

    Les variations de g sont principalement la conséquence des variations subies dans l'espace par l'accélération Γ de la force de gravité G et l'accélération ω 2 HA de la force centrifuge C appliquées simultanément au corps A. Horizontalement, ces deux accélérations se compensent (pareil résultat est aussitôt compréhensible pour un corps au repos sur un sol horizontal, le principe d'inertie exigeant une réaction non seulement à la composante verticale de la force de gravité — c'est le sol qui l'exerce — mais aussi à sa composante horizontale — c'est la force centrifuge qui l'engendre). Mais qu'en est-il verticalement ?

    Nous avons vu que la valeur de Γ décroissait sensiblement avec OA, et seulement avec OA : la composante verticale de cette grandeur, dirigée vers le nadir, a donc une valeur absolue constante sur un cercle parallèle, décroissante avec l'altitude et à peine croissante de l'équateur aux pôles sur un "quasi-demi-cercle" méridien. Quant à la composante verticale de ω 2 HA, dirigée vers le zénith, sa valeur absolue s'avère constante en longitude, mais croît avec l'altitude et décroît avec la latitude. (Dans ces projections suivant la verticale, on tient compte de la faiblesse de l'angle entre OA et la verticale en A.) Le nombre gs'obtient alors comme la somme algébrique des valeurs précédentes sur une verticale orientée vers le bas : on constate ainsi qu'il est effectivement très peu variable avec la longitude (pour une altitude et une latitude données), mais décroissant avec l'altitude (à latitude donnée) et croissant avec la latitude (à altitude donnée). En outre, la valeur de g varie sensiblement en fonction des inégalités de répartition des masses constituant l'écorce terrestre.

     

    Acmad

    Fondé en 1992, le Centre africain pour les applications de la météorologie au développement ou Acmad (acronyme d' African Centre of Meteorological Applications for Development ) est une institution internationale implantée à Niamey, capitale du Niger, et regroupant 53 États africains aux fins de conception et de réalisation de programmes susceptibles d'assurer le développement des prestations météorologiques dans les domaines de la prévision du temps et de la veille climatique. Ces programmes incluent d'une part le transfert de technologies météorologiques (observation par satellites météorologiques, nouvelles techniques de télécommunication, modèles numériques de prévision ) et d'autre part la formation de spécialistes en météorologie et en hydrologie au sein des services météorologiques nationaux des États membres ; en outre, l'Acmad effectue des recherches en météorologie tropicale et en climatologie et développe des études applicables à la conservation de l'environnement.

    L'essor des activités de l'Acmad, au cours des années quatre-vingt-dix, a bénéficié d'un partenariat mondial et régional très diversifié où se sont engagés, entre autres, Météo-France et le CEPMMT ainsi que le Centre Régional Agrhymet (cet établissement, fondé en 1974 et installé à Niamey, regroupe 9 États de la ceinture subsaharienne et mène principalement des actions de fourniture de données, de formation et d'application en agrométéorologie et en hydrologie dans le cadre de la lutte contre la sécheresse dans le Sahel). Cet essor a entraîné la mise en place d'un système de veille météorologique et climatique fondé sur la prévision numérique à différentes échelles spatio-temporelles et sur la prévision saisonnière ; il a par ailleurs permis l'amélioration et l'adaptation des réseaux de communication, tant en ce qui concerne les données à disposition des services météorologiques nationaux que les prestations proposées aux usagers. Pareille situation autorise désormais l'Acmad à travailler de concert avec les États, les services nationaux et les utilisateurs du continent africain pour apporter des réponses aux problèmes climatiques, concevoir puis disséminer les produits correspondants et participer aux programmes mondiaux dans les domaines de la météorologie et de la climatologie.

     

    Actinomètre

    La mesure de l'énergie de rayonnement que transportent les ondes émises par une ou plusieurs sources naturelles de rayonnement électromagnétique est l'affaire de la radiométrie, et les instruments correspondants sont des radiomètres. Outre les radiomètres embarqués sur satellite, il en existe qui évaluent depuis la surface terrestre les composantes du bilan radiatif, c'est-à-dire l'éclairement du rayonnement solaire dans le visible et le proche infrarouge ainsi que ceux des rayonnements émis dans l'infrarouge par la Terre et par son atmosphère. On préfère alors qualifier d'actinométrie la mesure que permettent d'assurer de tels instruments, qui portent eux-mêmes le nom d'actinomètres et se répartissent en trois types principaux :

    • les pyrhéliomètres, qui mesurent le rayonnement solaire direct ; celui-ci arrive sur la surface terrestre sans avoir subi aucune diffusion en traversant l'atmosphère, à la différence du rayonnement solaire diffus. Pointés en permanence vers le Soleil, les pyrhéliomètres (fréquemment nommés eux-mêmes par abus actinomètres) peuvent servir à l'étalonnage d'autres appareils de mesure du rayonnement solaire ;
    • les pyranomètres, qui mesurent le rayonnement solaire global — c'est-à-dire direct et diffus — parvenant depuis toutes les directions sur une surface plane (le plus souvent horizontale et orientée face au zénith). Il suffit d'équiper un pyranomètre d'une bande pare-soleil pour obtenir une mesure du rayonnement solaire diffus ;
    • les pyrradiomètres, qui mesurent le rayonnement total reçu par une surface plane depuis toutes les directions : ce rayonnement intègre donc le rayonnement solaire (direct, diffus et réfléchi vers le haut) et les rayonnements infrarouges en provenance de l'atmosphère et de la surface terrestre ; en fait, la surface réceptrice est le plus souvent horizontale et orientée soit vers le nadir — auquel cas le pyrradiomètre évalue les rayonnements réfléchis vers le haut ou émis par la surface terrestre — soit vers le zénith — auquel cas il évalue la somme du rayonnement solaire global et du rayonnement atmosphérique. L'association de deux pyrradiomètres identiques orientés dans des directions opposées façonne un pyrradiomètre différentiel permettant de mesurer le bilan radiatif des éclairements d'origine solaire, atmosphérique et terrestre reçus par la surface commune aux deux radiomètres dont l'appareil est composé.
       

    (À cette liste s'ajoute un quatrième type d'actinomètres : les pyrgéomètres, aujourd'hui peu utilisés, qui évaluent la nuit le rayonnement infrarouge reçu par une surface noire horizontale ; suivant que cette surface est orientée vers le nadir ou vers le zénith, l'éclairement ainsi mesuré est celui du rayonnement terrestre ou du rayonnement atmosphérique.)

    Notons encore que les surfaces réceptrices des actinomètres sont protégées par des coupelles dont le matériau sert en même temps de filtre transparent aux seuls domaines de longueurs d'onde souhaités : entre 0,3 et 3 µm environ pour les pyrhéliomètres et pyranomètres, entre 0,3 et 100 µm environ pour les pyrradiomètres. Quant aux capteurs de rayonnement utilisés dans ces instruments, ils font souvent appel à des associations de thermocouples capables de produire une force électromotrice variable avec l'éclairement reçu.

     

    Adiabatique

      Curieux  

    L'adjectif "adiabatique" qualifie tout processus, tout phénomène, toute évolution associant deux systèmes physiques, chimiques ou biologiques qui n'échangent pas entre eux de chaleur. Cette définition vaut en particulier pour le couple formé par un système et le milieu extérieur à ce système : or, l'étude courante des fluides, et de l'air en particulier, repose sur leur division en parcelles de fluide plus ou moins mouvantes ; dès lors, on peut se demander quel est le comportement usuel du système que constitue une parcelle d'air par rapport à l'atmosphère qui l'entoure et qui forme le plus souvent l'intégralité de son milieu extérieur.

    Parmi les différentes transformations auxquelles est susceptible d'être soumise une telle parcelle peuvent figurer, si l'on se place à l'échelle aérologique, des transformations adiabatiques : en effet, on peut considérer que la parcelle, au cours de ses mouvements verticaux, n'échangera pas de chaleur avec l'extérieur, du fait que la diffusion de la chaleur s'opère médiocrement à travers l'air. Or, il s'avère que lorsqu'une parcelle est soumise à une détente adiabatique — la pression atmosphérique y diminuant — elle subit en même temps un refroidissement ; inversement, si cette parcelle est soumise à une compression adiabatique — la pression y augmentant — elle subit un réchauffement. De ce fait, une parcelle d'air prise dans une ascendance se refroidit, puisque la pression décroît quand s'élève l'altitude ; la conclusion inverse s'applique à une parcelle prise dans une subsidence. On démontre alors en météorologie que tant qu'il n'y a pas eu saturation, les variations de la température et de la pression d'une parcelle d'air humide s'effectuent dans le même sens et sont pratiquement liées par une loi universelle dont l'unique paramètre est la température prise par la parcelle à une pression donnée, conventionnellement fixée à 1 000 hPa (la température de la parcelle à cette pression particulière constitue par définition sa température potentielle).

    Grâce à l'hypothèse de l'adiabatisme, des informations extrêmement précieuses sur la situation météorologique et le temps sensible dans une tranche atmosphérique donnée peuvent alors être déduites de l'examen du profil vertical de la température en fonction de la pression, tracé par exemple sur un émagramme (cf. figure). Cet examen éclaire le prévisionniste sur deux facteurs primordiaux, qui sont premièrement l'épaisseur, la stabilité ou l'instabilité des couches successivement examinées, et deuxièmement la formation de condensation, donnant lieu à l'apparition de nuages et éventuellement de précipitations. Le mouvement d'une parcelle est alors dépeint sur l'émagramme par un "déplacement" du point représentatif de son état le long de la courbe qui figure, pour la valeur correspondante de la température potentielle, la relation entre pression et température mentionnée plus haut (pareille courbe est appelée une isoligne adiabatique ou simplement, par substantivation, une adiabatique).

    Mais le passage à la condensation réduit l'intensité du refroidissement d'une parcelle d'air quand décroît la pression, en raison de la libération de chaleur latente qu'il entraîne à l'intérieur de la parcelle. Les transformations d'une parcelle d'air saturé deviennent alors très voisines d'une transformation dite transformation adiabatique saturée ou transformation pseudoadiabatique : au cours de cette transformation, différente de la transformation adiabatique sèche , les points représentatifs des parcellesparcourent sur l'émagramme des (isolignes) pseudoadiabatiques ; moins inclinées que les adiabatiques, ces courbes autorisent de manière analogue un examen vertical de l'épaisseur, de la stabilité et de la nature des couches nuageuses.

     

      Initié  

    La relation adiabatique en milieu gazeux

    Le comportement d'une parcelle d'air atmosphérique en mouvement vertical ressortit au cas plus général d'une masse donnée m d'un gaz de composition fixe, contenue à la température absolue T dans un volume V où elle exerce une pression p ; les trois grandeurs p , V , T sont alors liées entre elles par l'équation d'état des gaz parfaits, qui s'écrit sous la forme p V = m R T , où R est une constante spécifique du gaz considéré. Sous l'action d'une très légère transformation physique, l'énergie interne E de la parcelle de gaz (définie à une constante arbitraire près) peut se modifier d'une certaine valeur δE = δW + δQ par suite de l'apport extérieur d'un travail δW et d'une quantité de chaleur δQ (le nombre très petit δW est compté positivement ou négativement suivant que le gaz de cette parcelle reçoit ou fournit du travail, et il en va de même pour le nombre très petit δQ suivant que la parcelle reçoit ou fournit de la chaleur) ; en même temps, la pression, le volume et la température auront varié respectivement de quantités très faibles δp , δV , δT à l'issue de cette transformation. Conformément aux lois de la thermodynamique, la variation de la température du gaz peut alors s'exprimer à partir de celle de sa pression et des valeurs de T , p et δQ en appliquant trois résultats fondamentaux :
     

    • le premier principe de la thermodynamique, selon lequel la valeur de δE ne dépend pas de la transformation (ou de la suite de transformations) empruntée par le système que constitue la parcelle pour passer d'un état à l'autre, mais seulement des grandeurs caractéristiques de ces deux états, l'initial et le final ;

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    • la loi de Joule, qui affirme que pour une masse donnée de gaz, l'énergie interne E ne dépend que de T et non des deux autres grandeurs caractéristiques de l'état de ce gaz ;

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    • l'équation d'état des gaz parfaits, qui permet d'exprimer δV en fonction de T et p et de leurs variations (une expression analogue en résulte pour δW , qui est égal à - p δV ).

     

    La relation alors obtenue prend la forme

    δT = ( R / C p ) T ( δp / p ) + [1 / ( C p m )] δQ

    dans laquelle C p désigne une constante spécifique du gaz : sa chaleur massique à pression constante, égale à la quantité de chaleur nécessaire pour élever de 1 °C (ou de 1 K) une masse de 1 kg de ce gaz maintenue à pression constante. (En fait, C p varie généralement avec la température, de façon suffisamment lente toutefois pour qu'on puisse lui assigner une valeur constante dans de larges créneaux de variation de T .) Or, dire que la transformation élémentaire subie par la parcelle de gaz était adiabatique équivaut à dire que δQ est nul, auquel cas la relation ci-dessus se transforme en l'égalité

    δT / T = ( R / C p )( δp / p )

    On montre que tant qu'une telle parcelle n'évolue que par transformations adiabatiques, l'égalité précédente exige que les grandeurs p et T qui décrivent son état soient liées par la relation

    T / T 0 = ( p / p 0 ) R / C p

    où les données p 0 et T 0 caractérisent un état — arbitrairement choisi — parmi ceux dans lesquels la parcelle s'est trouvée (ou serait susceptible de se trouver). Ce type de relation est de la forme T = A p B, où les constantes B (égale à R / C p) et A sont positives ; d'après les propriétés mathématiques de la fonction "puissance B ", on peut alors conclure que lors d'une transformation adiabatique, la température du gaz varie dans le même sens que sa pression, de sorte qu'une compression y est effectivement associée à un réchauffement, et une détente, à un refroidissement : tel est en particulier le cas pour une parcelle d'air (non saturé) en mouvement vertical.


    Les isolignes adiabatiques et l'adiabatisme humide

    La relation qui vient d'être obtenue montre que la température absolue T et la pression atmosphérique pdans une parcelle d'air sec évoluant par transformations adiabatiques sont liées par l'égalité

    T / T 0 = ( p / p 0 ) R a / C pa

    dans laquelle les constantes R a et C pa spécifiques de l'air sec sont mesurables expérimentalement et ont pour valeurs respectives 287 J.kg - 1 .K - 1 et 1 005 J.kg - 1 .K - 1 (le rapport sans dimension R a / C pa est, à 1,4.10 - 4 près, égal à 2/7) ; si l'on fixe p 0 à 1 000 hPa , cette égalité se récrit sous la forme

    T = θ ( p / 1 000) R a / C pa

    où θ est la température potentielle de la parcelle : on obtient là l'"équation" des courbes constituant les isolignes adiabatiques dessinées sur un émagramme et cotées suivant les valeurs du paramètre θ, qui est l'unique paramètre dont dépend leur tracé (cf. figure).

     

     

      Expert  

    Le gradient adiabatique 

     Lorsqu'une parcelle d'air d'abord située à une certaine altitude z passe dans l' atmosphère à une altitude très voisine z + dz, sa pression atmosphérique, initialement égale à p, varie très faiblement pour prendre la valeur p + dp (dp étant de signe opposé à dz). Si cette parcelle, en se mouvant verticalement, subit une transformation adiabatique (sans condensation), sa température, au départ égale à T a kelvins, va dans ces conditions connaître une très petite variation dT a de même signe que dp ; il convient de souligner que la valeur de T a peut différer de la valeur T de la température de la couche d'air qui environne la parcelle, alors que les pressions à un niveau donné sont identiques à l'intérieur et à l'extérieur de celle-ci. 

     
    Supposons fixées les valeurs de z , T et T a et notons que lors de la transformation, le point représentatif de l'état de la parcelle sur un émagramme se déplace sur l'adiabatique de la même façon que si l'air était sec; on peut en conséquence lier les différentes grandeurs en jeu par trois relations appliquées à l'air sec, qui sont :


    • la relation adiabatique exprimée pour de très faibles variations de T a et p, soit dT a / T a = ( R a / C pa )( dp / p ) ;


    • l'équation d'état de l'air sec entourant la parcelle, exprimée au moyen de sa masse volumique ρ, soit p = ρ R a T ;


    • enfin, la relation de l'hypothèse hydrostatique, selon laquelle dp = - ρ g dz, où g représente la valeur de l'accélération de la pesanteur au centre de la parcelle.
     

    On déduit de ces expressions l'égalité dT a = - ( g / C pa ) ( T a / T ) dz. Or, le rapport négatif γ a = dT a / dz , mesurable en kelvins (ou en degrés Celsius) par mètre, exprime par sa valeur absolue la "rapidité" avec laquelle la température d'une parcelle d'air varie verticalement lors d'une transformation adiabatique : lorsqu'au départ la température de la parcelle se confond avec celle de l'air environnant, ce gradient adiabatique sec (ou simplement gradient adiabatique ) adopte ainsi une valeur quasiment universelle - g / C pa qui, restant très proche de - 0,976.10 - 2 K .m - 1 , peut être considérée comme pratiquement égale à - 1 °C pour 100 m ; puis, à mesure que se poursuit la transformation, la valeur de γ a est modulée par l'écart entre la température T a de la parcelle et les températures T des couches atmosphériques qu'elle rencontre, lequel multiplie la valeur initiale du gradient par le rapport T a / T. 

    Les résultats précédents ne valent bien sûr que dans les cas où aucune condensation ne s'est produite lors des évolutions verticales auxquelles est soumise la parcelle d'air. Quand celle-ci, par contre, s'engage dans une transformation pseudoadiabatique, il s'avère que pour une même valeur et une même variation de l'altitude (de z à z + dz mètres) et de la pression (de p à p + dp hectopascals ), sa température T s ainsi que la faible variation dT s qu'elle subit prennent à saturation des valeurs respectivement distinctes de T a et dT a ; alors, non seulement le gradient adiabatique saturé défini par γ s = dT s / dz est systématiquement plus petit en valeur absolue que γ a — comme on pouvait s'y attendre — mais en outre il dépend quelque peu de la pression, à la différence du gradient adiabatique sec : en fait, son ordre de grandeur rejoint celui de γ a pour les très basses températures, mais en reste nettement distant pour les températures plus courantes (avec une moyenne de - 0,5 °C pour 100 m). 

     

     

    Advection

      Curieux  

    La division imaginaire d'un fluide tel que l'air ou l'eau en parcelles contiguës et non morcelées permet de décrire à un instant donné les propriétés de ce fluide sous la forme de grandeurs physiques ou chimiques attachées à chacune de ces parcelles, comme par exemple la masse de la parcelle, sa température, la proportion volumique de l'ozone qui s'y trouve contenu, etc. Or, lorsque le temps s'écoule, le fluide est généralement engagé dans un mouvement : les parcelles, en se déplaçant, effectuent alors un transport des propriétés du fluide, et c'est ce transport qui est appelé l'advection.

    Celle-ci s'accompagne habituellement de modifications dans les valeurs caractérisant les propriétés examinées ; quand tel n'est pas le cas, c'est-à-dire quand une grandeur physique ou chimique garde la même valeur au sein de la parcelle qui la transporte, on dit qu'il s'agit d'une grandeur conservatice : il en va ainsi, par exemple, pour les températures potentielles de parcelles d'air évoluant au sein d'une masse d'airqui ne subit pas de condensation. En un point fixe de l'atmosphère ou de la surface terrestres, toutefois, les valeurs prises par une grandeur conservative varient généralement avec le temps, puisque ce sont des parcelles différentes qui passent successivement par un tel point lorsque l'air se déplace.

    En météorologie, où il est essentiel de distinguer le mouvement horizontal du mouvement vertical, le terme d'advection s'applique usuellement, sauf mention contraire, à l'advection horizontale, c'est-à-dire au transport horizontal par le vent des propriétés de l'air ; quant au transport par la vitesse verticale de l'air ou advection verticale, son expression physique prend des formes différentes suivant l'échelle spatio-temporelle à laquelle on se place : ainsi, aux échelles moyennes et aux petites échelles, l'hypothèse hydrostatique n'est plus observée et l'on préfère alors parler des mouvements verticaux en termes de convection. Notons aussi que l'idée de transport horizontal ne se limite pas à un mouvement dans un plan strictement perpendiculaire à la verticale, mais s'applique aux mouvements selon des surfaces localement voisines de plans horizontaux, par exemple des surfaces isobares. D'autre part, bien que le vent soit le moteur de l'advection horizontale, il existe une advection horizontale du vent ou, autrement dit, un transport horizontal du vent par lui-même, dont les effets sont concrétisés par ses variations dans le temps en un point fixe où défilent des parcelles d'air "porteuses" de vents de direction et de vitesse sensiblement différentes.

    L'advection la plus fréquemment étudiée — notamment à des fins de prévision — s'applique au transport horizontal de masses d'air associé à l'évolution du temps à l'échelle synoptique (on parle couramment, par exemple, d'"entrée d'air" maritime chaud et humide par le sud-est, ou "d'invasion d'air" continental froid et sec par le nord-est) ; à de moindres échelles, les advections de chaleur et d'humidité ont des répercussions sensibles sur les situations locales, comme le montre l'exemple des pluiesbrumes ou brouillards "d'advection" déclenchés sur les régions côtières par un vent humide venu de la mer et soufflant sur une terre plus froide que la surface des eaux.

     

      Initié  

    L'advection d'une propriété d'une parcelle d'air est le transport de cette propriété par la parcelle lorsque cette dernière est entraînée au sein de l'atmosphère sous l'effet du champ U de la vitesse de l'air ; par "propriété", il faut entendre toute grandeur ou tout champ de grandeur attachés à la parcelle observée, et en particulier — si le courant ne rencontre ni "source" ni "puits" de la propriété que l'on étudie — toute grandeur conservative, qui peut être présente dans cette parcelle à travers une valeur unique (c'est alors une grandeur extensive) ou à travers un champ de valeurs en chaque point (c'est alors une grandeur intensive). En un point fixe A de l'atmosphère ou de la surface terrestres, l'advection se manifeste généralement par des variations des propriétés ainsi étudiées, y compris en ce qui concerne les grandeurs conservatives, puisque ce sont des parcelles différentes qui passent successivement par A quand s'écoule le temps t ; alors, si la quantité G , supposée intensive, décrit une grandeur conservative, on peut mettre en évidence qu'entre les instants t et t + δt , avec δt extrêmement bref, la variation δG subie par G en A du fait de l'advection est telle que δG / δt = - U (A) .grad G (A), où grad G représente à l'instant t le gradient de G.

    En météorologie, on doit généralement distinguer, dans la description de la vitesse U de l'air, le champ de vent V d'une part — qui est vectoriel et horizontal — et le champ scalaire de la valeur numérique w du vent vertical d'autre part, de façon que U = V + wk , où k est le vecteur unitaire de la verticale orientée vers le zénith. On observe alors qu'en un point fixe A de l'atmosphère ou de la surface terrestres, l'"advection horizontale" fait subir à une grandeur conservative G (supposée intensive), entre l'instant t et l'instant t + δtqui le suit presque aussitôt, une variation horizontale δ h G telle que δ h G / dt = - V (A) .grad h G (A), où grad h G représente à l'instant t  la composante horizontale du gradient de G ; de même, l'"advection verticale" fait subir à G , dans ce même intervalle de

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