Troposphère

La troposphère est la première et la plus basse couche de l’ atmosphère de la Terre , et contient 75% de la masse totale de l’ atmosphère planétaire , 99% de la masse totale de vapeur d’eau et d’ aérosols , et c’est là que se produisent la plupart des phénomènes météorologiques . ^[1] Depuis la surface planétaire de la Terre, la hauteur moyenne de la troposphère est de 18 km (11 mi ; 59 000 pieds) sous les tropiques ; 17 km (11 mi; 56 000 pieds) aux latitudes moyennes ; et 6 km (3,7 mi; 20 000 pieds) dans les hautes latitudes des Régions polaires en hiver; ainsi la hauteur moyenne de la troposphère est de 13 km (8,1 mi; 43 000 pieds).

Circulation atmosphérique : le modèle à trois cellules de la circulation de l’atmosphère planétaire de la Terre, dont la troposphère est la couche la plus basse.

Le terme troposphère dérive des mots grecs tropos (rotation) et sphaira (sphère) indiquant que la turbulence de rotation mélange les couches d’air et détermine ainsi la structure et les phénomènes de la troposphère. ^[2] Le frottement rotationnel de la troposphère contre la surface planétaire affecte le flux d’air et forme ainsi la couche limite planétaire (PBL) dont la hauteur varie de centaines de mètres à 2 km (1,2 mi; 6 600 pieds). Les mesures du PBL varient selon la latitude, le relief et l’heure de la journée où la mesure météorologique est réalisée. Au sommet de la troposphère se trouve letropopause , qui est la frontière atmosphérique fonctionnelle qui délimite la troposphère de la stratosphère . Ainsi, comme la tropopause est une couche d’inversion dans laquelle la température de l’air augmente avec l’altitude, la température de la troposphère reste constante. ^[2] La couche a la plus grande concentration d’azote.

L’atmosphère de la Terre se compose de cinq couches :
(i) l’ exosphère à plus de 600 km ;
(ii) la thermosphère à 600 km ;
(iii) la mésosphère à 95-120 km ;
(iv) la stratosphère à 50-60 km ; et
(v) la troposphère à 8–15 km.
L’échelle indique que les distances des couches entre la surface planétaire et le bord de la stratosphère sont de ± 50 km, moins de 1,0% du rayon de la Terre.

Structure de la troposphère

Composition

Dans l’atmosphère planétaire de la Terre, un volume d’air sec est composé de 78,08 % d’azote , 20,95 % d’oxygène , 0,93 % d’ argon , 0,04 % de dioxyde de carbone , des traces de gaz et des quantités variables de vapeur d’eau . Les sources de vapeur d’eau atmosphérique sont les masses d’eau (océans, mers, lacs, rivières, marécages) et la végétation à la surface de la planète , qui humidifient la troposphère par les processus d’ évaporation et de transpiration respectivement, et qui influencent l’occurrence des conditions météorologiques. phénomènes; la plus grande proportion de vapeur d’eau se trouve dans l’atmosphère la plus proche de la surface de la Terre. La température de la troposphère diminue à hautealtitude par le biais des couches d’inversion qui se produisent dans la tropopause , qui est la limite atmosphérique qui délimite la troposphère de la stratosphère . À des altitudes plus élevées, la basse température de l’air diminue par conséquent la Pression de vapeur saturante , la quantité de vapeur d’eau atmosphérique dans la haute troposphère.

Pression

La pression atmosphérique maximale (poids de l’atmosphère) se situe au niveau de la mer et diminue à haute altitude car l’atmosphère est en équilibre hydrostatique , dans lequel la pression atmosphérique est égale au poids de l’air au-dessus d’un point donné de la surface planétaire. La relation entre la diminution de la pression atmosphérique et la haute altitude peut être assimilée à la densité d’un fluide, au moyen de l’ équation hydrostatique suivante :

ré P ré z = − ρ g n = − m P g n R J {displaystyle {frac {dP}{dz}}=-rho g_{n}=-{frac {mPg_{n}}{RT}}} ${displaystyle {frac {dP}{dz}}=-rho g_{n}=-{frac {mPg_{n}}{RT}}}$ ${displaystyle {frac {dP}{dz}}=-rho g_{n}=-{frac {mPg_{n}}{RT}}}$

où:

g _n est la gravité standard
ρ est la densité

z est l’ altitude
P est la pression
R est la constante des gaz
T est la température thermodynamique (absolue)
m est la masse molaire ^[3]

Température

La surface planétaire de la Terre chauffe la troposphère au moyen de la chaleur latente , du rayonnement thermique et de la chaleur sensible . Les couches de gaz de la troposphère sont moins denses aux pôles géographiques et plus denses à l’équateur, où la hauteur moyenne de la troposphère tropicale est de 13 km, soit environ 7,0 km de plus que la hauteur moyenne de 6,0 km de la troposphère polaire aux pôles géographiques ; par conséquent, un excès de chauffage et une expansion verticale de la troposphère se produisent aux latitudes tropicales. Aux latitudes moyennes, les températures troposphériques diminuent d’une température moyenne de 15°C (59°F) au niveau de la mer à environ −55°C (−67°F) à la tropopause . A l’ équateur, les températures troposphériques diminuent d’une température moyenne de 20 ° C (68 ° F) au niveau de la mer à environ -70 ° C à -75 ° C (-94 à -103 ° F) à la tropopause. Aux pôles géographiques , dans les régions arctique et antarctique , la température troposphérique diminue d’une température moyenne de 0°C (32°F) au niveau de la mer à environ −45°C (−49°F) à la tropopause. ^[4]

Altitude

La température de la troposphère diminue avec l’augmentation de l’altitude, et le taux de diminution de la température de l’air est mesuré avec le taux de déchéance environnemental ( − ré J / ré z {displaystyle -dT/dz} -dT/dz ) qui est la différence numérique entre la température de la surface planétaire et la température de la tropopause divisée par l’altitude. Fonctionnellement, l’équation ELR suppose que l’atmosphère planétaire est statique, qu’il n’y a pas de mélange des couches d’air, que ce soit par convection atmosphérique verticale ou par des vents qui pourraient créer des turbulences.

La différence de température provient du fait que la surface planétaire absorbe la majeure partie de l’énergie du soleil, qui rayonne ensuite vers l’extérieur et chauffe la troposphère (la première couche de l’atmosphère terrestre) tandis que le rayonnement de la chaleur de surface vers la haute atmosphère entraîne le refroidissement de cette couche de l’atmosphère. L’équation ELR suppose également que l’atmosphère est statique, mais que l’air chauffé devient flottant, se dilate et s’élève. Le taux de déchéance Adiabatique sec (DALR) tient compte de l’effet de l’expansion de l’air sec lorsqu’il monte dans l’atmosphère, et le taux de déchéance Adiabatique humide (WALR) comprend l’effet du taux de condensation de la vapeur d’eau sur le taux de déchéance environnemental .

Taux de déchéance environnementale (ELR)

Altitude Région	Taux de déchéance	Taux de déchéance
(m)	(°C/km)	(°F / 1000 pieds)
0,0 – 11 000	6,50	3,57
11 000 – 20 000	0.0	0.0
20 000 – 32 000	−1,0	−0,55
32 000 – 47 000	−2,8	−1,54
47 000 – 51 000	0.0	0.0
51 000 – 71 000	2,80	1,54
71 000 – 85 000	2,00	1.09

Compression et dilatation

Une parcelle d’air monte et se dilate en raison de la pression atmosphérique plus basse à haute altitude. L’expansion de la parcelle d’air pousse vers l’extérieur contre l’air ambiant et transfère l’énergie (sous forme de travail ) de la parcelle d’air vers l’atmosphère. Le transfert d’énergie à une parcelle d’air sous forme de chaleur est un échange d’énergie lent et inefficace avec l’environnement, qui est un processus Adiabatique(pas de transfert d’énergie par voie de chaleur). Comme la masse d’air qui monte perd de l’énergie lorsqu’elle agit sur l’atmosphère environnante, aucune énergie thermique n’est transférée de l’atmosphère à la masse d’air pour compenser la perte de chaleur. La masse d’air perd de l’énergie lorsqu’elle atteint une altitude plus élevée, ce qui se traduit par une diminution de la température de la masse d’air. De manière analogue, le processus inverse se produit dans une parcelle d’air froid qui est comprimée et coule à la surface planétaire. ^[2]

La compression et la dilatation d’une particule d’air sont des phénomènes réversibles dans lesquels l’énergie n’est pas transférée dans ou hors de la particule d’air ; la compression et l’expansion atmosphériques sont mesurées comme un processus isentropique ( ré S = 0 {displaystyle dS=0} ) où il ne se produit aucun changement d’entropie lorsque la particule d’air monte ou descend dans l’atmosphère. Parce que la chaleur échangée ( d Q = 0 {displaystyle dQ=0} ) est lié au changement d’ entropie ( d S {displaystyle dS} par d Q = T d S {displaystyle dQ=TdS} ) l’équation régissant la température de l’air en fonction de l’altitude pour une atmosphère mixte est : d S d z = 0 {displaystyle {frac {,dS,}{dz}}=0} ${displaystyle {frac {,dS,}{dz}}=0}$ ${displaystyle {frac {,dS,}{dz}}=0}$ où S est l’entropie. L’équation isentropique indique que l’entropie atmosphérique ne change pas avec l’altitude; le taux de déchéance Adiabatique mesure la vitesse à laquelle la température diminue avec l’altitude dans de telles conditions.

Humidité

Learn more.

Température de congélation de l’air

Jul 14, 2022

L’astrologie et les éléments classiques

Jul 12, 2022

Terrain en terre battue

Jul 7, 2022

Stratosphère

Jul 2, 2022

Si l’air contient de la vapeur d’eau , le refroidissement de l’air peut entraîner la condensation de l’eau et l’air ne fonctionne plus comme un gaz parfait. Si l’air est à la Pression de vapeur saturante , la vitesse à laquelle la température diminue avec l’altitude est appelée taux de déchéance Adiabatique saturé . Le taux réel auquel la température diminue avec l’altitude est le taux de déchéance environnemental . Dans la troposphère, le taux de déchéance environnemental moyen est une diminution d’environ 6,5 °C pour chaque 1,0 km (1 000 m) d’altitude accrue. ^[2] Pour l’air sec, un gaz approximativement parfait , l’équation Adiabatique est : p ( z ) [ T ( z ) ] − γ γ − 1 = constant {displaystyle p(z){Bigl [}T(z){Bigr ]}^{-{frac {gamma }{,gamma ,-,1,}}}={ texte{constante}}} ${displaystyle p(z){Bigl [}T(z){Bigr ]}^{-{frac {gamma }{,gamma ,-,1,}}}={text{constant}}}$ ${displaystyle p(z){Bigl [}T(z){Bigr ]}^{-{frac {gamma }{,gamma ,-,1,}}}={ texte{constante}}}$ où γ {displaystylegamma} gamma est le rapport de capacité calorifique ( γ ≈ { displaystyle gamma environ ,} {displaystyle gamma approx ,} 7 ⁄ 5 ) pour l’air. La combinaison de l’équation de la pression atmosphérique donne le taux de déchéance Adiabatique à sec : d T d z = − m g R γ − 1 γ = − 9.8 ∘ C / k m {displaystyle {frac {,dT,}{dz}}=-{frac {;mg;}{R}}{frac {;gamma ,-,1;} {gamma }}=-9.8^{circ }mathrm {C/km} } ${displaystyle {frac {,dT,}{dz}}=-{frac {;mg;}{R}}{frac {;gamma ,-,1;}{gamma }}=-9.8^{circ }mathrm {C/km} }$ ${displaystyle {frac {,dT,}{dz}}=-{frac {;mg;}{R}}{frac {;gamma ,-,1;} {gamma }}=-9.8^{circ }mathrm {C/km} }$ . ^{[5] [6]}

Environnement

Le taux de déchéance environnemental ( d T / d z {displaystyle dT/dz} dT/dz ), à laquelle la température diminue avec l’altitude, est généralement différente du taux de déchéance Adiabatique ( d S / d z ≠ 0 {displaystyle dS/dzneq 0} ). Si l’air supérieur est plus chaud que prévu par le taux de déchéance Adiabatique ( d S / d z > 0 {displaystyle dS/dz>0} dS/dz>0 ), alors une masse d’air montante et en expansion arrivera à la nouvelle altitude à une température inférieure à celle de l’air ambiant. Dans ce cas, la parcelle d’air est plus dense que l’air environnant et retombe donc à son altitude d’origine en tant que masse d’air stable contre le soulèvement. Si l’air supérieur est plus frais que prévu par le taux de déchéance Adiabatique, alors, lorsque la parcelle d’air s’élève à une nouvelle altitude, la masse d’air aura une température plus élevée et une densité plus faible que l’air environnant et continuera à accélérer et à monter. ^{[2] [3]}

Tropopause

La tropopause est la couche limite atmosphérique entre la troposphère et la stratosphère , et est localisée en mesurant les changements de température par rapport à l’augmentation de l’altitude dans la troposphère et dans la stratosphère. Dans la troposphère, la température de l’air diminue à haute altitude, cependant, dans la stratosphère, la température de l’air est initialement constante, puis augmente avec l’altitude. L’augmentation de la température de l’air aux altitudes stratosphériques résulte de l’ absorption et de la rétention par la couche d’ozone du rayonnement ultraviolet (UV) que la Terre reçoit du Soleil. ^[7]La couche la plus froide de l’atmosphère, où le taux de variation de la température passe d’un taux positif (dans la troposphère) à un taux négatif (dans la stratosphère) localise et identifie la tropopause comme une couche d’inversion dans laquelle un mélange limité de couches d’air se produit entre les la troposphère et la stratosphère. ^[2]

Débit atmosphérique

Le flux général de l’atmosphère est d’ouest en est, qui peut cependant être interrompu par des flux polaires, soit nord-sud, soit sud-nord, que la météorologie décrit comme un flux zonal et comme un Flux méridien. flux. Les termes sont utilisés pour décrire des zones localisées de l’atmosphère à une Échelle synoptique ; le modèle à trois cellules explique plus complètement les flux zonaux et méridiens de l’atmosphère planétaire de la Terre.

Modèle à trois cellules

Écoulement zonal : un Régime d’écoulement zonal indique l’écoulement ouest-est dominant de l’atmosphère dans le modèle de hauteur de 500 hPa. Écoulement méridien : Le modèle d’écoulement méridien du 23 octobre 2003 montre des creux et des crêtes amplifiés dans le modèle de hauteur de 500 hPa.

Le modèle à trois cellules de l’atmosphère de la Terre décrit le flux réel de l’atmosphère avec la cellule de Hadley aux latitudes tropicales, la Cellule de Ferrel aux latitudes moyennes et la cellule polaire .décrire le flux d’énergie et la circulation de l’atmosphère planétaire. L’équilibre est le principe fondamental du modèle – que l’énergie solaire absorbée par la Terre en un an est égale à l’énergie rayonnée (perdue) dans l’espace extra-atmosphérique. Ce bilan énergétique de la Terre ne s’applique pas également à chaque latitude en raison de la force variable de la lumière du soleil qui frappe chacune des trois cellules atmosphériques, conséquence de l’inclinaison de l’axe de la planète Terre dans son orbite autour du Soleil. La circulation atmosphérique qui en résulte transporte de l’air tropical chaud vers les pôles géographiques et de l’air polaire froid vers les tropiques. L’effet des trois cellules est la tendance à l’équilibre de la chaleur et de l’humidité dans l’atmosphère planétaire de la Terre. ^[8]

Flux zonal

Un Régime d’écoulement zonal est le terme météorologique qui signifie que le schéma général d’écoulement est d’ouest en est le long des lignes de latitude de la Terre, avec de faibles ondes courtes intégrées dans l’écoulement. ^[9] L’utilisation du mot “zone” fait référence au flux étant le long des “zones” latitudinales de la Terre. Ce schéma peut se déformer et devenir ainsi un Flux méridien.

Flux méridien

Lorsque le flux zonal boucle, l’atmosphère peut s’écouler dans une direction plus longitudinale (ou méridienne), et c’est ainsi que le terme ” Flux méridien ” apparaît. Les modèles d’écoulement méridiens présentent des creux forts et amplifiés de basse pression et des crêtes de haute pression, avec plus d’écoulement nord-sud dans le modèle général que d’ouest en est. ^[dix]

Voir également

Jet stream
Alizés

Références

^ ” Troposphère “. Encyclopédie concise de la science et de la technologie . McGraw-Hill. 1984. Elle [la troposphère] contient environ les quatre cinquièmes de la masse de toute l’atmosphère.
^ ^un ^bcdef ^Danielson ^,^{Levin et} ^Abrams (2003). Météorologie . McGraw Hill. {{cite book}}: CS1 maint: uses authors parameter (link)
^ ^un ^b Landau et Lifshitz, Mécanique des fluides , Pergamon, 1979
^ Lydolph, Paul E. (1985). Le Climat de la Terre . Rowman et Littlefield Publishers Inc. p. 12.
^ Kittel et Kroemer (1980). Physique Thermique . Homme libre. chapitre 6, problème 11. {{cite book}}: CS1 maint: uses authors parameter (link)
^ Landau et Lifshitz (1980). Physique statistique . Vol. Partie 1. Pergame. {{cite book}}: CS1 maint: uses authors parameter (link)
^ “La stratosphère – Vue d’ensemble” . scied.ucar.edu . Corporation universitaire pour la recherche atmosphérique . Récupéré le 25 juillet 2018 .
^ “Météorologie – MSN Encarta,” Flux d’énergie et circulation mondiale ” ” . Encarta.Msn.com. Archivé de l’original le 28/10/2009 . Récupéré le 13/10/2006 .
^ “Glossaire de la Société météorologique américaine – Flux zonal” . Allen Press Inc. Juin 2000. Archivé de l’original le 13/03/2007 . Récupéré le 03/10/2006 .
^ “Glossaire de la Société météorologique américaine – Flux méridien” . Allen Press Inc. Juin 2000. Archivé de l’original le 2006-10-26 . Récupéré le 03/10/2006 .