Gradiente termico adiabatico

Gradiente termico adiabatico Immagine in Infobox. Cambiamento di temperatura adiabatico con sollevamento e discesa orografico.

Il gradiente è, in atmosfera terrestre , la variazione di temperatura del dell'aria con l' altitudine (cioè, il gradiente della temperatura dell'aria), che dipende solo dalla pressione atmosferica , che è -per fare:

Questo concetto è di grande importanza in meteorologia , nonché nella navigazione aerea e marittima .

Meccanismo

La variazione della pressione atmosferica è molto complessa. Tuttavia, per comprendere una serie di meccanismi meteorologici, è possibile attenersi a un modello molto semplice che dipende solo dall'altitudine. Nella troposfera , possiamo considerare l'aria come un gas ideale  : la pressione è relativamente bassa (dell'ordine di 10 5 pascal ) e le molecole non hanno altra interazione che shock tra di loro. Quindi, se una massa d'aria non scambia calore con il suo ambiente (cosiddette condizioni adiabatiche ), la sua temperatura dipende solo dalla sua pressione: quando l'aria si comprime si riscalda e quando si rilassa si raffredda.

In un'atmosfera totalmente secca, abbiamo:

 ;

o

Questo risultato si ottiene assumendo che l' entalpia generalizzata sia costante. Quindi, se una massa d'aria aumenta, si raffredda per espansione adiabatica (poiché la pressione dell'aria diminuisce), e se scende, si riscalda per compressione adiabatica (poiché la pressione dell'aria aumenta). Questa variazione di temperatura con l'altitudine permette di definire il gradiente termico adiabatico.

Gradiente adiabatico secco

Nella troposfera , la temperatura di un diagramma che sale secondo il gradiente termico adiabatico è:

con

È - 9,75  ° C per km. (o g / c p dove g = 9.806 65  m / s 2 è l'accelerazione di gravità e ). Spesso usiamo il valore approssimativo di - 10 ° C per km, o - 1 ° C per 100  m , o 3 ° C per mille piedi. La dimostrazione della formula sopra è fatta nella casella a discesa dell'articolo che descrive la variazione della pressione atmosferica con l'altitudine .   

Questo gradiente è chiamato gradiente adiabatico secco (perché l'umidità non ha alcun ruolo). Questo è ciò che possiamo vedere sul diagramma termodinamico chiamato emagramma allegato (linee continue chiamate Dry Adiabatic ) dove vediamo che la pendenza è sempre la stessa qualunque sia la temperatura (le curve sono parallele).

Gradiente adiabatico umido o influenza dell'umidità

Di per sé, la presenza di vapore acqueo non ha alcuna influenza sul gradiente adiabatico. Tuttavia, al di sotto di una certa temperatura, il vapore acqueo si condensa. Questa temperatura dipende da due cose:

Senza la presenza di polvere, infatti, si ha una vaporizzazione eccessiva: l'acqua rimane sotto forma di vapore perché le goccioline che si formano non sono stabili (vedi anche articolo Supercooling ).

Se il vapore acqueo si condensa, allora questa liquefazione rilascia calore (calore latente di vaporizzazione): il Sole ha riscaldato l'acqua nell'oceano e nel suolo, e questo calore è stato immagazzinato in evaporazione  ; il cambio di stato inverso ripristina questo calore. Pertanto, se il vapore acqueo si condensa, la massa d'aria si riscalda.

Infatti, poiché la condensa riscalda l'aria, il valore assoluto del gradiente è inferiore. Questa velocità dipende dal rilascio di calore latente che dipende leggermente dalla pressione ma più fortemente dalla temperatura ambiente. Il tasso adiabatico umido quindi non è una costante e varia secondo le curve “adiabatiche umide” che vediamo nell'immagine dell'emagram. Queste curve cambiano pendenza con la temperatura e la pressione, avvicinandosi alla secca adiabatica poiché l'umidità dell'aria è bassa (temperatura molto fredda e / o bassa pressione).

Ad esempio, la velocità media viene spesso indicata come -6  ° C / km ma in realtà varia come segue:

La curva su qualsiasi diagramma termodinamico che rappresenta questo gradiente per una particella d'aria a una temperatura e pressione iniziale è quella della sua temperatura potenziale costante del termometro a umido . Ha diversi nomi: “  gradiente adiabatico saturo  ”, “  pseudo-adiabatico saturo  ” ( pseudo perché l'acqua viene rimossa quando condensa), “  adiabatico di saturazione  ” o “  adiabatico umido  ”.

Attraversare un ostacolo

Supponiamo un vento secco parallelo al suolo che incontra un ostacolo del rilievo (collina, montagna). L'aria segue il rilievo e sale, subisce quindi un'espansione che la raffredda. Poi, quando l'aria scende dall'altra parte, si riscalda. Se l'operazione è stata abbastanza veloce l'aria non ha scambiato calore con l'ostacolo o con l'aria di quota, quindi si trova alla stessa temperatura dall'altra parte.

Ora, se l'umidità nell'aria è abbastanza alta, l'acqua si condensa man mano che sale. Possono verificarsi due scenari:

Atmosfera stabile e atmosfera instabile

Considera una massa d'aria situata a livello del suolo. Per immaginare questa massa, possiamo ad esempio considerare un palloncino gonfiato: la pressione all'interno del pallone è sempre uguale alla pressione esterna (la parete è rilassata e non esercita pressione), e il calore può attraversare facilmente la sua parete. Possiamo spostare questo pacco d'aria verticalmente e la sua temperatura cambierà a seconda dell'espansione o della compressione adiabatica. Ecco tre possibili scenari per il suo successivo trasferimento.

Atmosfera instabile

Se il gradiente termico che segue il grafico è maggiore del gradiente adiabatico, ci troviamo in una “atmosfera instabile”. Se questa massa d'aria sale di quota, ad esempio sotto l'effetto del vento, incontra un'aria più fredda di se stessa. Quindi questa massa d'aria è più calda dell'aria ambiente e quindi meno densa. Continuerà così a salire grazie alla spinta di Archimede . Viceversa, nelle stesse condizioni, se prendiamo una massa d'aria in quota e la facciamo scendere, si riscalda per compressione adiabatica, ma meno velocemente dell'aria ambiente che attraversa: sarà più fredda dell'aria degli strati inferiori, quindi più denso e continuerà a scendere. Gli strati d'aria instabili in movimento verticale (verso l'alto o verso il basso) vedono quindi il loro movimento amplificato.

Diciamo che l'atmosfera è assolutamente instabile quando (si parla anche di gradiente termico superadiabatico). In generale, l'atmosfera è assolutamente instabile solo in prossimità del terreno surriscaldato durante un'intensa insolazione. Questo strato è poco spesso e al di sopra di esso il gradiente termico è quello di adiabatico secco a seguito di un fenomeno di miscelazione. L'atmosfera può essere resa assolutamente instabile anche in presenza di un vento discendente lungo un pendio riscaldato dal sole (solitamente un vento da nord su un pendio esposto a sud). Infatti, oltre al riscaldamento meccanico del pacco d'aria dovuto alla compressione, l'aria assorbirà calore aggiuntivo lambendo il pendio.

Concludiamo quindi che il concetto di un'atmosfera assolutamente instabile lontano dal suolo è generalmente un'invenzione della mente. Tuttavia, all'interno di una nuvola convettiva, la temperatura di una particella d'aria può diventare superiore alla temperatura dell'aria circostante (definita dall'indice di sollevamento ) senza che il gradiente di temperatura sia superadiabatico.

Atmosfera stabile

Se il gradiente termico del diagramma è minore del gradiente adiabatico, si è in “atmosfera dinamicamente stabile” o in “stabilità idrostatica”. In questo caso, l'aria in alto è più calda dell'aria che sale, quindi la massa d'aria che sale è più fredda dell'aria ambiente. La salita si interrompe, perché la spinta di Archimede è più debole del peso e la massa d'aria torna al punto di partenza. Viceversa, se la massa d'aria scende, diventa più calda dell'aria ambiente, la discesa si interrompe e la particella d'aria torna al punto di partenza. Gli strati d'aria stabili tendono quindi a rimanere alla loro altitudine. Esistono due tipi di aria stabile in base al gradiente di temperatura verticale della temperatura della colonna d'aria nell'atmosfera:

Pertanto, uno strato in cui il gradiente termico è zero o negativo, rispettivamente chiamato strato isotermico e strato di inversione , promuove una stabilità generale dell'aria, limitando lo sviluppo verticale su larga scala. Formano quindi una copertura dove le nuvole convettive non possono formarsi o non possono eccedere se si formano ad una quota inferiore.

Atmosfera neutra

Una particella che subisce uno spostamento verticale e che non diventa né più calda né più fredda del mezzo ambiente, si dice in "atmosfera neutra". Rimarrà al nuovo livello perché non viene esercitata alcuna forza per continuare a spostarlo o per tornare al punto di partenza.

Gradiente asciutto o bagnato

Abbiamo parlato finora del gradiente adiabatico dello strato senza specificare se si tratta di un gradiente adiabatico secco o umido. Poiché un pacco d'aria rialzato può cambiare la temperatura solo secondo queste due curve:

Per identificare l'instabilità della massa d'aria, possiamo puntare la curva della temperatura su un diagramma termodinamico come il tefigramma . Su questi vengono tracciati i tassi adiabatici secco e umido e possono quindi essere facilmente confrontati con la curva.

Instabilità latente

Quando lo spostamento verticale dell'aria è relativamente grande, una particella può diventare instabile anche se inizialmente era stabile rispetto al suo ambiente. Nell'atmosfera una forte spinta può provocare uno spostamento e portare il pacco al livello di condensa risalendo dove il vapore acqueo in esso contenuto inizierà a formare una nuvola. Addestrato più in alto lungo l'adiabatica umida, può, da un certo livello, essere più caldo dell'ambiente ambiente e quindi instabile. Viene chiamato il livello in cui la temperatura della particella diventa appena superiore a quella dell'ambiente; il livello di convezione libera .

Si dice che uno strato in cui le particelle possono diventare instabili sotto l'influenza di uno spostamento forzato sia caratterizzato da instabilità latente (IL). Il termine "latente" indica che l'instabilità è nascosta ma che è comunque presente senza che compaia dall'esterno.

Ecco le due condizioni per il rilascio dell'instabilità latente:

È possibile determinare quali sono gli strati di instabilità latente e identificare graficamente il tipo di instabilità latente sul diagramma termodinamico.

Potenziale instabilità

Invece di guardare solo una zona rialzata, possiamo guardare cosa succede quando un intero strato di atmosfera viene spostato. L'instabilità causata dal sollevamento generale di uno strato o di un'intera massa d'aria si riferisce alla potenziale instabilità (PI) dello strato. Questo fenomeno di ascesa su larga scala può essere visto come un disturbo significativo della linea di base. Questo sollevamento può derivare da fenomeni su scala sinottica causati da depressioni , fronti o avvallamenti barometrici .

Saremo quindi interessati alla stabilità di uno strato che subisce un forte spostamento verticale. La parte superiore di questo strato ha una temperatura e una pressione diverse rispetto alla base. Il contenuto di vapore acqueo può variare anche nello spessore dello strato. Sono possibili due casi:

Lo strato rimane insaturo e il movimento verticale avviene secondo l'adiabatica secca in tutto lo strato La stabilità può essere influenzata in modo apprezzabile in questi due casi solo se gli spostamenti verticali o il taglio verticale dei movimenti verticali sono molto accentuati. È improbabile che questi fenomeni si verifichino in natura.Parte dello strato si satura mentre sale. L'aria insatura si raffredda secondo il gradiente adiabatico secco mentre l'aria satura si raffredda secondo il gradiente adiabatico saturo (raffreddamento meno pronunciato). Questo dà due possibili casi: Se il livello scende, l'effetto verrà invertito.

Conseguenze

L'atmosfera può variare in stabilità con l'altitudine. Quindi possiamo trovare un'alternanza di strati stabili e instabili che daranno diversi tipi di nuvole e diverse condizioni di visibilità e vento.

Questo può accadere a qualsiasi livello della troposfera se riscaldi la base dello strato e / o raffreddi l'aria nella parte superiore.

Ciò si verifica quando un fenomeno raffredda la base del pannolino e / o riscalda l'aria nella sua sommità.

Allegato: calcolo semplificato

Qualsiasi gas biatomico ideale (l'aria è considerata tale, gli altri gas che lo compongono essendo in quantità trascurabili) in evoluzione adiabatica e quasi statica, obbedisce alla legge:

o

quindi il gradiente di temperatura δ T è connesso al gradiente di pressione δ p dalla relazione

La tabella delle variazioni di pressione con l'altitudine permette quindi di determinare questo gradiente termico:

  1. prendiamo p 0  = 1013 hPa e T  = 288,15 K ( 15  ° C );
  2. consideriamo δ p la differenza di pressione tra due altitudini nella tabella, che dà δ T / T la differenza di temperatura assoluta relativa tra due altitudini;
  3. T viene quindi calcolato dalla temperatura all'altitudine precedente e dal relativo gradiente.

La tabella seguente considera una massa d'aria che parte dal suolo e sale.

Calcolo della variazione di temperatura adiabatica nella troposfera per una massa d'aria a partire dal suolo (modello 1)
altitudine
(km)		 pressione
(hPa)		 temperatura
(K)		 temperatura
(° C)		 δ p
(hPa)		 δ p / p
(senza unità)		 δ T / T
(senza unità)		 δ T
(K)
0 1013 288.15 15
0,5 955 283.44 10.29 −58 −0,057 −0,016 −4,71
1 900 278.77 5.62 −55 −0,058 −0,016 −4,66
1.5 845 273.90 0.75 −55 −0,061 −0,017 −4,87
2 794 269.18 - 3.97 −51 −0,060 −0,017 −4,72
2.5 746 264.53 - 8.62 −48 −0,060 −0,017 −4,65
3 700 259.87 - 13.28 −46 −0,062 −0,018 −4,66
3.5 658 255.42 - 17.73 −42 −0.06 −0,017 −4,45
4 617 250.87 - 22.8 −41 −0,062 −0,018 −4,55
5 541 242.04 - 33.11 −76 −0,123 −0,035 −8,83
6 471 233.09 - 42.06 −70 −0,129 −0,037 −8,95
7 411 224.61 - 50.54 −60 −0,127 −0,036 −8,48
8 357 216.18 - 56.97 −54 −0,131 −0,038 −8,43
9 331 211.68 - 63.47 −26 −0,073 −0,021 −4,50
10 265 199.62 - 75.53 −66 −0.199 −0,057 −12.06
11 227 191.44 - 83.71 −38 −0,143 −0,041 −8.18
12 194 183.49 - 91.66 −33 −0,145 −0,042 −7,95

Notiamo subito che la temperatura così calcolata è molto diversa dall'effettiva temperatura dell'aria che ci aspettiamo di incontrare.

Se rifacciamo il calcolo considerando che la massa d'aria parte da quota n (quindi a temperatura T n ) per andare a quota n +1, otteniamo la seguente tabella.

Calcolo della variazione di temperatura adiabatica nella troposfera per una massa d'aria a partire da quota n (modello 2)
altitudine
(km)		 pressione
(hPa)		 temperatura
(K)		 δ p
(hPa)		 δ p / p
(senza unità)		 δ T / T
(senza unità)		 δ T
(K)
0 1013 288.15
0,5 955 282.15 −58 −0,057 −0,016 −4,71
1 900 280.15 −55 −0,058 −0,016 −4,64
1.5 845 278.15 −55 −0,061 −0,017 −4,89
2 794 275.15 −51 −0,060 −0,017 −4,80
2.5 746 272.15 −48 −0,060 −0,017 −4,75
3 700 270.15 −46 −0,062 −0,018 −4,79
3.5 658 267.15 −42 −0.06 −0,017 −4,63
4 617 263.15 −41 −0,062 −0,018 −4,76
5 541 257.15 −76 −0,123 −0,035 −9,26
6 471 250.15 −70 −0,129 −0,037 −9,51
7 411 242.15 −60 −0,127 −0,036 −9.10
8 357 235.15 −54 −0,131 −0,038 −9.09
9 331 232.15 −26 −0,073 −0,021 −4,89
10 265 222.15 −66 −0.199 −0,057 −13,23
11 227 218.15 −38 −0,143 −0,041 −9.10
12 194 217.15 −33 −0,145 −0,041 −9.06

Il gradiente termico è definito come il rapporto tra la variazione di temperatura δ T diviso per la variazione di altitudine δ z , espresso in kelvin per chilometro (K / km), o, che è equivalente, in gradi Celsius per chilometro (° C / km). Presentiamo di seguito una tabella sintetica del gradiente termico adiabatico per i due modelli.

Gradiente termico adiabatico δ T / δ z
Altitudine
(km) 		Gradiente termico adiabatico
(° C / km) 		Gradiente termico
del modello ICAO
(° C / km) 		Temperatura
(° C)
modello 1 modello 2 modello 1 modello 2
0,5 −9,43 −9,43 −6,5 10 9
1 −9,33 −9.29 9 7
1.5 −9,73 −9,78 1 5
2 −9,45 −9,59 −4 2
2.5 −9,30 −9,51 −9 −1
3 −9,32 −9,59 −13 −3
3.5 −8,91 −9,26 −18 −6
4 −9.09 −9,51 −22 −10
5 −8,83 −9,26 −31 −16
6 −8,95 −9,51 −40 −23
7 −8,48 −9.10 −49 −31
8 −8,43 −9.09 −57 −38
9 −4,50 −4,89 −61 −41
10 −12.06 −13,23 −74 −51
11 −8.18 −9.10 −82 −55
12 −7,95 −9.06 −90 −56

Si noti che il gradiente termico adiabatico calcolato dal modello 1 e dal modello 2 non è molto diverso, ma che questi valori sono molto diversi dal gradiente reale; il gradiente termico imposto dalle temperature del suolo e dell'ambiente è quindi molto diverso dal gradiente termico adiabatico.

Notiamo anche che nel modello ICAO, se una massa d'aria si alza dal suolo (modello 1), si raffredda più velocemente dell'aria ambiente (modello 2, ICAO); questa massa d'aria ascendente scambierà quindi calore con l'aria ambiente e si raffredderà, quindi discenderà nuovamente. Il modello ICAO è quindi un modello di atmosfera stabile.

Note e riferimenti

  1. "  Le Gradient adiabatique  " , Capire le previsioni del tempo , su Météo-France (accessibile 9 Febbraio 2013 )
  2. (it) PaulMarkowski e YvetteRichardson`` MesoscaleMeteorologyinMidlatitudes , Chichester, Wiley-Blackwell,2010, 407  p. ( ISBN  978-0-470-74213-6 ) , p.  16
  3. World Meteorological Organization, "  Saturation adiabatic  " , Eumetcal (visitato il 15 gennaio 2012 )
  4. G.-Oscar Villeneuve , Glossario di meteorologia e climatologia , Laval, Les Presses de l'Université Laval ,1980, 645  p. ( ISBN  2-7637-6896-2 , leggi online ) , p.  4
  5. (in) Previsione numerica del tempo e del clima di Thomas Tomkins Warner , Cambridge, Cambridge University Press,2010, 526  p. ( ISBN  978-0-521-51389-0 ) , p.  91
  6. (in) anonimo, Glider Flying Handbook , Federal Aviation Administration ( leggi online ) , p.  9-8
  7. World Meteorological Organization , "  Hydrostatic Stability  " , su Eumetcal (consultato il 27 novembre 2013 )
  8. World Meteorological Organization , "  Absolute Stability  " , su Eumetcal (consultato il 27 novembre 2013 )

Bibliografia

Vedi anche

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