L'atmosphère terrestre
L'atmosphère terrestre est l'enveloppe gazeuse (air)
entourant notre Terre.
Composition
L'air sec
est composé de :
78,087 % d’azote N²
20,95 % de dioxygène O²
0,93 % d'argon Ar
0,04 % de dioxyde de carbone CO²
+ traces d'autres gaz.
L'atmosphère nous protège des rayonnements solaires
ultraviolets et réchauffe la surface par rétention de chaleur.
D'autres éléments naturels ou non sont présents en faible quantité, poussière, pollen, spores, virus,
bactéries…. De nombreux aérosols naturels ou anthropiques sont présents dans
l'air, ainsi que des polluants, monoxyde de carbone , matières particulaires,
oxydes d'azote, chlore, fluor, mercure, soufre... . La nature est
aussi sources de méthane du à la fermentation.
Limites de l'atmosphère
Il n'y a pas vraiment de frontière entre l'atmosphère
et l'espace. L’atmosphère devient de moins en moins dense et se termine dans
l'espace.
On considère cependant 2 limites un peu artificielles :
-L'altitude de 120 Km qui est la
limite où les effets atmosphériques se font sentir lors d'une entrée atmosphérique.
-La ligne de Kàrmàn, à 100 km, est
aussi
considérée comme la frontière entre l'atmosphère et l'espace.
L'atmosphère est divisée en plusieurs couches ou
strates : leurs
limites ont été fixées en fonction des discontinuités de variations de
température par rapport à l'altitude.
-La troposphère :
Ici, la température décroît avec l'altitude de 15° au niveau de la mer jusqu'à
-65°(de la surface du globe à 8-15 km d'altitude). Son
épaisseur varie entre 13 et 16 km à l'équateur, et 7 / 8 km aux pôles. Sa limite
supérieure se nomme la tropopause.
Elle contient 80 à 90 % de la masse totale de l'air et
la quasi-totalité de la vapeur d'eau. C'est la couche où se produisent les
phénomènes météorologiques (nuages, pluies, etc.) et les mouvements
atmosphériques horizontaux et verticaux (convection thermique, vents). C’est
aussi dans cette couche que la majorité des aéronefs circulent.
Le mélange vertical de la troposphère est assuré par
le réchauffement solaire. Ce réchauffement rend l'air moins dense, ce qui le
fait remonter.
Quand l'air monte, la pression au-dessus de lui
décroît, par conséquent il s'étend, s'opposant à la pression de l'air
environnant.
Pour s'étendre, de l'énergie est nécessaire, donc la
température et la masse de l'air décroissent, selon la loi de Boyle-Mariotte. Comme la température diminue, la
vapeur d'eau dans la masse d'air peut se condenser ou se solidifier, relâchant
la chaleur latente permettant une nouvelle élévation de la masse d'air.
Ce processus détermine le gradient de température par
rapport à l'altitude, appelé gradient thermique adiabatique.
On considérera en atmosphère stable qu’au niveau de la mer T = +15°C , que le gradient vertical de température est de : -6,5°C / 1000 m ou -2° pour 100ft et jusqu’à 11000 m soit 33 000ft |
-La stratosphère : la température y
croît avec l'altitude de -65° à la tropopause jusqu'à 0 °C entre 15 km d'altitude et 50 km d'altitude.
C’est elle qui abrite la couche d'ozone. Sa limite supérieure se nomme la
stratopause.
-La mésosphère : la température y décroît jusqu'à −80
°C avec l'altitude de 50 km à 80 km d'altitude. Sa limite supérieure se nomme la
mésopause.
-La thermosphère : la température y
croît avec l'altitude de 80 km à 350-800 km d'altitude.
-L'exosphère : de 350-800 km
d'altitude à 50 000 km d'altitude.
La pression atmosphérique et sa variation
Origine de la pression atmosphérique
La pression atmosphérique résulte des chocs des
molécules d’air entre elles et avec les objets dans l’atmosphère. C’est, avec la
température, un paramètre fondamental pour prévoir le temps qu’il fera.
Historiquement, les premières mesures de la pression
atmosphérique ont été effectuées par Torricelli dans les canaux de Venise. De là
fut mis au point un instrument pour la mesurer, le baromètre. Celui-ci utilise
du mercure (Hg) pour mesurer la pression atmosphérique. La première unité de
mesure de la pression atmosphérique fut le millimètre de mercure (mmHg) ou le
pouce de mercure (InHg) pour les Anglo-Saxons.
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Les baromètres actuels utilisent une capsule anéroïde.
Dans le système international d’unités, la pression se
donne en Pascal.
En météo il est plus pratique d’utiliser l’hectopascal
(1 hPa = 100 Pa).
On utilise également le millibar (1 mbar = 1 hPa).
Nous retiendrons que :
En moyenne à 0 m : Patm = 1013 hPa = 1013 mbar = 760
mmHg = 29,92 InHg et 1 hPa = 1 mbar = 100 Pa
La pression atmosphérique moyenne, au niveau de la
mer, est de 1 013 hectopascals.
La pression atmosphérique est le résultat direct du
poids total de l'air, toutefois, la masse moyenne au-dessus d'un mètre carré de
la surface terrestre peut être calculée à partir de la masse totale de l'air et
la superficie de la Terre.
La masse totale de l'air est de 5 148 000 gigatonnes
et la superficie de 51 007,2 méga-hectare. Par conséquent 5148000/51007,2 =
10,093 tonnes par mètre carré.
Ceci est environ 2,5 % inférieur à l'unité
standardisée officielle de 1 atm représentant 1 013,25 hPa, ce qui correspond à
la pression moyenne, au niveau de la mer et à la base de l'atmosphère à partir
de l'élévation moyenne du sol terrestre et du niveau de la mer.
La densité décroît avec l'altitude, ayant déjà diminué
de 50 % dès 5,6 km. Cette chute de pression est presque exponentielle, ainsi la
pression diminue de moitié environ tous les 5,6 km et de 63,2 % tous les 7,64
km.
On considère que:
-50 % de la masse de l'atmosphère est en dessous de
5,6 km d'altitude ,
-90 % de la masse de l'atmosphère est en dessous de 16
km d'altitude.
En aéronautique, l'altitude habituelle des transports
aériens commerciaux est de 10 km au-dessus du niveau de la mer. Le vol le plus
élevé de l'avion X-15 a atteint, en 1963, une altitude de 108,0 km.
Pour une diminution de pression de 1hPa, il faut monter
de : - 8,5 m (=28 ft) au niveau de la mer - 30 m (=100 ft) vers 3000 m (10000 ft) |
En joignant les points pour lesquels l‘altitude à laquelle il règne une même pression, on trace des courbes appelées les isohypses
Les anticyclones
Ce sont des zones de hautes pressions que l’on note A(
A pour anticyclone) ou H (H pour high).
Dans ces zones le vent est faible, le temps est beau
avec un ciel souvent dégagé.
Les dépressions
Ce sont des zones de basse pression que l’on note D (
D pour dépression) ou B (L pour low).
Dans ces zones le vent est fort, le temps mauvais, le ciel souvent couvert encombré avec des précipitations fréquentes
Les cols
Zones situées entre des dépressions ou anticyclones et
marquant une inversion de sens d’évolution de la pression. Dans ces zones les
vents sont calmes et de direction variable. Le temps y est variable.
Les marais barométriques
Ce sont de vastes zones ou la pression évolue très
peu. Les vents y sont faibles et de direction erratiques. Il s’agit d’une zone
de mauvais temps stagnant difficilement prévisible.
Les dorsales
Ce sont des avancées d’un anticyclone dans des zones
de basse pression. Le temps dans cette région est en général beau.
Les talwegs ou thalwegs
De l’allemand Talweg, de Tal, vallée, et Weg, chemin
Ce sont des avancées des zones de basse pression. Il
s’agit souvent de l’effet d’un front froid. On y rencontre des vents assez forts
et du mauvais temps.
LA TEMPERATURE
Les variations de température influent beaucoup sur
les phénomènes météorologiques. Ces variations peuvent être regroupées en deux
catégories.
-Les variations lentes, qui rythment les saisons.
- Les variations locales qui interviennent sur une
échelle de temps restreinte.
L’influence combinée de ces variations entraîne des
changements de temps selon les lieux et les saisons.
Variations saisonnières de la température
La position de la terre par rapport au soleil induit
des changements dans la quantité d’énergie solaire reçue par les points de la
surface du globe..
Dans l’atmosphère les rayonnements solaires
énergétiques sont absorbés en totalité ou partie.
Plus la couche d’atmosphère à traverser est épaisse et
moins il y a d’énergie qui parvient à la surface par rayonnement. Plus le soleil
est bas sur l’horizon et moins la terre reçoit d’énergie au m².
La terre tourne autour d’elle-même selon l’axe de ses
pôles. Elle tourne autour du soleil sur un plan incliné de 23,5° par rapport à
l’équateur que l’on appelle plan de l’écliptique.
L’épaisseur de l’atmosphère qu’ils doivent traverser
pour parvenir à la surface n’est donc pas la même selon la latitude.
Les pôles reçoivent une quantité d'énergie plus faible
que l’équateur. La direction de l’axe des pôles restant fixe dans l’espace au
cours de la rotation de la terre autour du soleil, cette épaisseur dépend
également de la position de la terre par rapport au soleil, c’est à dire de la
saison.
Les saisons sont alors inversées entre l’hémisphère
nord et l’hémisphère sud
La durée pendant laquelle un point de la surface de la
terre est éclairé par le soleil dépend de la latitude et de la saison.
Variations locales de la température
Selon la nature du sol (rocher, champs cultivés,
forêts, bitume, eau,...) l’énergie arrivant du soleil ne produira pas le même
échauffement. Une part plus ou moins importante de ce rayonnement sera réfléchie
par le sol. Il n’y en a donc qu’une partie qui est absorbée.
La température du sol n’est pas uniforme. Au contact
des zones chaudes, l’air se réchauffe par convection. Sa masse volumique diminue
alors et il s’élève pour laisser la place à de l’air plus froid.
Au-dessus des zones les plus chaudes il y a donc des
mouvements ascendants de la masse d’air et au-dessus des plus froides des
mouvements descendants. Les nuages peuvent bloquer l’arrivée des rayonnements
jusqu’au sol. Les nébulosités engendrent des différences de température locales
au sol. Ces variations locales ont une grande influence sur l’évolution de la
météo sur des durées de l’ordre de quelques heures.
Elles sont prises en compte par les météorologistes
pour prévoir le temps et son évolution sur une durée de quelques heures.
Variation de la température avec l’altitude
Dans l’atmosphère standard la température évolue avec
l’altitude. Pour la troposphère, le gradient de -6,5°C / 1000m est un gradient
moyen. Il se peut que la température évolue de façon différente et que le
gradient ne soit pas constant de 0 à 11 000m.
Humidité de l’atmosphère
L’humidité désigne en météorologie la quantité de
vapeur d'eau contenue dans l'air.
La vapeur d'eau est l'une des formes que l'eau peut
prendre sur terre. Les autres sont la forme liquide (océans, lacs, pluie…) et la
forme solide (glaciers, banquise, neige…).
La vapeur d'eau est transparente donc invisible.
L'atmosphère contient une proportion de vapeur d'eau variable de 0,1 % à 5%.
C'est sa présence dans l'atmosphère qui conditionne la
présence ou non de nuages, de précipitations, de brouillard.
L'air contient, selon la température, une quantité
maximale variable de vapeur d'eau. Car la vapeur d'eau se condense lorsque la
température baisse et passe de la forme gazeuse à la forme liquide : c'est la
saturation et se transforme en eau liquide.
C'est la condensation. En altitude, les gouttelettes
forment les nuages, au sol, c’est de la rosée (ou de la gelée blanche en cas de
température négative) ou, s'il y a un peu de vent, de la brume voire du
brouillard car les gouttelettes liquides restent en suspension.
Point de condensation : Point de rosée
Au lieu de refroidir une particule d‘air humide à
pression constante, on la fait s‘élever. Il y a diminution de la température et
de la pression.
L‘humidité relative augmente. A un certain niveau
l‘humidité relative arrive à 100 %, l‘air a atteint le point de condensation.
Surfusion :
Quand la saturation atteint 100 %, la vapeur d‘eau se
transforme en eau liquide à température positive, en glace à température
négative.
On rencontre souvent des zones de précipitations
surfondues, c'est-à-dire de l‘eau liquide à une température négative (entre 0°C
et -40°C, mais généralement entre -4° C et -7° C).
Cette eau liquide, faite de fines gouttelettes d’eau
surfondue en suspension dans l‘air, est dangereuse. Les gouttelettes se
transforment en verglas sur les bords d‘attaque de l‘avion lorsqu’il vole dans
cette zone.
- L'humidité absolue
L'humidité absolue désigne la quantité de vapeur d'eau
contenue dans l'air. Elle s'exprime en gramme d'eau par mètre cube d'air (g/m3).
Cette quantité est invariante, elle n'est pas soumise aux variations de la
température. En effet, l'air est un mélange d'air sec et de vapeur d'eau et un
mètre cube d'air contient toujours quelques grammes de vapeur d'eau. Cette masse
de vapeur d'eau ne change pas si la température du volume d'air change (sous
réserve qu'il n'y ait pas condensation, à savoir de transformation d'une partie
de la vapeur d'eau en eau liquide).
- L'humidité relative
L'humidité relative est le rapport de la quantité de
vapeur d'eau contenue dans l'air sur la quantité de vapeur d'eau maximale
possible. C'est cette donnée que mesurent les météorologues.
L'humidité relative s'exprime en pourcentage. 100 %
correspond à un air saturé en vapeur d'eau (risque de nuage, pluie, brouillard,
rosée ou givre), 0 % à un air parfaitement sec (cette valeur d'humidité relative
n'est jamais atteinte dans la nature, pas même dans les déserts).
Plus l'air est chaud, plus il peut contenir d'eau sous
forme vapeur. Inversement, quand l'air se refroidit la vapeur condense et forme
des gouttelettes d'eau liquide : on dit que le seuil de la saturation augmente
avec la température.
L'humidité relative d'une masse d'air varie donc avec
la température de l'air. Lorsque la température augmente, en journée, l'humidité
relative diminue, alors que le contenu en eau de la masse d'air - l'humidité
absolue - reste inchangé.
Un taux d'humidité de 10 à 20 % correspond à un air
très sec. Inversement, lorsque les températures chutent, en cours de nuit,
l'humidité relative augmente et peut atteindre la saturation soit une humidité
relative de 100 %.
A 30°C, l'air peut contenir jusqu'à 30g/m3 d'eau sous
forme de vapeur, soit 10 fois plus qu'à –5°C.
Diagramme de Mollier :
Il permet de déterminer le point de rosée lorsque l‘on
connaît l‘humidité relative et la température de l‘air
En météorologie, on quantifie l'humidité de l'air des
deux manières : l'humidité absolue et l'humidité relative.
Mesure du taux d’humidité.
2 types d’appareils sont utilisés, le psychromètre et
l’hygromètre.
Le psychromètre
Le psychromètre qui permet de déterminer l'humidité
relative de l'air environnant. Il est composé de deux thermomètres identiques
fixés à un support. Sur l'un des thermomètres, on place une mousseline (un
tissu) qui trempe dans l'eau. C'est pourquoi on l'appelle thermomètre à boule
mouillée, tandis que l'autre est le thermomètre à boule sèche.
Lorsque l'air arrive sur le thermomètre à boule
mouillée, il fait évaporer l'eau de la mousseline, ce qui refroidit le
thermomètre. Donc, sa température est plus basse que celle du thermomètre sec.
On prend la différence entre ces deux températures et on la reporte sur une
table psychrométrique qui nous donne la mesure de l'humidité relative. Lorsque
l'air est saturé d'humidité, il n'y a pas de différence entre les températures
indiquées par les deux thermomètres.
L’hygromètre
L’hygromètre appelé aussi humidimètre est un appareil
qui sert à mesurer l'humidité relative de l'air (l'hygrométrie relative).
Plusieurs principes physiques sont employés.
Hygromètre à cheveux
L'hygromètre le plus simple est l'hygromètre à
cheveux. Il utilise la propriété du crin de cheval ou du cheveu humain qui
s'allonge ou se raccourcit selon l'hygrométrie. L'allongement du cheveu est de
l'ordre de 2 % lorsque l'humidité (relative) varie de 0 à 100 %.
L'hygromètre à cheveux est peu fiable étant donné
qu'il est aussi fortement sensible à la température. On tient compte de ce
problème en intégrant un système de bilame qui compense la température. On
obtient alors une précision de ± 7 % dans une gamme de 10 % à 90 % d'humidité
relative.
Hygromètre à condensation
Ce système inventé par J F Daniell en 1827, est fondé
sur la mesure de la température du point de rosée. Cet appareil sert à mesurer
l'humidité dans un mélange gazeux. On injecte le gaz sous un débit contrôlé. Ce
gaz entre en contact avec un miroir placé dans l'appareil. Un faisceau lumineux
est réfléchi sur le miroir et il est envoyé à un récepteur.
Puis, on refroidit le miroir jusqu'à ce que de la
condensation se forme sur ce miroir.
Le faisceau lumineux est atténué par la condensation.
Un microcontrôleur enregistre la température ambiante et la température du
miroir (température humide). Avec ces deux résultats, on peut trouver l'humidité
relative à l'aide du diagramme psychrométrique contenu dans le microcontrôleur.
Le résultat est ensuite affiché sur un écran en pourcentage. Une boucle
d'asservissement permet de contrôler la température du miroir et de maintenir
une buée d'épaisseur constante. L'erreur est de ±0,3 % pour des humidités
comprises entre 0 % à 100 %. Encore aujourd'hui, il existe des modèles manuels.
Dans un tel système l'opérateur doit vérifier de manière visuelle l'apparition
de buée sur le miroir et noter les températures.
Schéma d'un hygromètre à condensation
Hygromètre à capteur d'impédance variable
Il en existe 2 types.
-L’hygromètre capacitif
On mesure la capacité d'un condensateur dont le
diélectrique est hydrophile. Pour mesurer l'humidité de l'air, on utilise
généralement l'oxyde d'aluminium comme diélectrique. Le condensateur doit avoir
une armature poreuse pour faciliter le passage de l'air dans le diélectrique. On
utilise une électrode craquelée pour obtenir cette caractéristique. Un pont de
Sauty relie les différentes cellules. Le pont est ensuite alimenté par un
courant alternatif de haute fréquence. La tension générée nous indique le
pourcentage d'humidité. Cette technique de mesure offre des performances
correctes (±3 % d'erreur) pour une gamme variant entre 5 % à 99 % d'humidité
relative.
-L’hygromètre résistif
Pour mesurer l'humidité de l'air, on emploie
généralement des résistances au chlorure de lithium. Ce matériau hygroscopique
possède une grande résistance lorsqu'il est sec et une faible résistance
lorsqu'il est humide. Comme ce type de capteur ne permet de mesurer l'humidité
que pour une faible plage, il faut raccorder plusieurs cellules qui ont une
sensibilité différente. Comme la résistance varie avec la température, il faut
employer une thermistance pour tenir compte de ces variations de température. On
obtient alors une plage qui varie de 5 % à 95 % avec une précision de ± 5 %.